Géologie

ROCHES ARCHEENNES ET TRACES DE VIE

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N° 162, juillet 2010

I.         INTRODUCTION

 

Dans l’article sur « L’écorce terrestre – Les forages profonds », j’ai abordé succinctement l’âge des plus anciennes roches connues. J’aimerais revenir plus en détail sur celles-ci car elles sont riches d’enseignement, sur la formation de la croûte continentale et sur l’apparition de prémices de vie sur notre planète. Il est à signaler que Luc André[1] et son équipe du Musée royal de l’Afrique centrale (MRAC), en collaboration avec le britannique Stephen Moortbath de l’Université d’Oxford, se sont lancés dans une méthode d’analyse originale afin de détecter la présence probable d’indice de vie dans des roches parmi les plus anciennes remontant à l’Archéen, soit vers 3,8 Ga[2]. Cette technique est basée sur la mesure du rapport isotopique du silicium (Si) contenu dans ces roches. Jusqu’il y a peu, les plus vieux fossiles découverts appartenaient à la Formation Gunflit en Ontario et remontaient à 1,9 Ga. Depuis, de nouvelles traces de microfossiles ont été découvertes un peu partout  dans des terrains plus anciens.

La période qui nous intéresse ici est ce que l’on nomme l’Archéen. Elle représente un tiers de l’histoire de la Terre et se situe entre 4,2 et 2,5 Ga. Ces dates correspondent toutes deux à des faits marquants qui jalonnent l’évolution de notre planète :

  • 4,2 Ga est l’âge des plus vieux zircons continentaux rencontrés à ce jour ;
  • 2,5 Ga est celui où de nombreux plutons granitiques recoupent les boucliers archéens, marquant la fin de l’activité interne intense qui régnait jusque là.

On retrouve l’Archéen en affleurement à plusieurs endroits : en Antarctique, au niveau du bouclier amazonien, du craton sud-africain, au niveau du bouclier du Groenland et du Nord de l’Amérique du Nord, en Inde, au niveau du bouclier sibérien, du bouclier nord coréen et la partie ouest de l’Australie (fig. 1).

Archéen situation

Fig. 1 – Zones d’affleurement de l’Archéen

II.      FORMATION DE LA CROUTE CONTINENTALE

 

La Terre a pris naissance, il y a 4,55 Ga sous la forme d’une masse rocheuse en fusion. Au cours de son refroidissement, la majorité de l’eau contenue dans son atmosphère, sous forme de vapeur, s’est condensée et a formé les océans, riches en composés chimiques. Ceux-ci permettront l’élaboration de structures plus complexes et par évolution l’apparition de molécules organiques, à la base de l’éclosion de la vie.

La majeure partie de la croûte continentale de notre planète s’est formée pendant l’Archéen. D’après les résultats de nombreuses analyses, on sait que cette croûte était composée, en majorité,  de trois lithologies[3] :

  • Des orthogneiss[4] gris, souvent très déformés (70-80%) ;
  • Des bassins volcano-sédimentaires (ceintures de roches vertes[5], Greenstone Belt en anglais) (10-20%) ;
  • Des granites potassiques tardifs, recoupant les éléments précédents (10-20%).

Les orthogneiss gris, composants majeurs des provinces archéennes, montrent une composition de nature TTG (tonalite-trondhjémite-granodiorite), c’est-à-dire composée de granitoïdes sodiques qui sont des tonalites, variété de diorites quartzifères ; de trondhjémites, correspondant aux plagiogranites de la classification de Streckeisen ; et de granodiorites. Le plagioclase représente, dans les trois types de roches, le feldspath dominant.

Pour rappel, le système de classification des roches magmatiques de Streckeisen repose sur le principe de l’abondance relative des minéraux courants les plus significatifs tels le quartz, les feldspaths alcalins, les feldspaths calco-sodiques ou plagioclases, les feldspathoïdes, l’olivine, les pyroxènes et les amphiboles.

La tonalite est une roche plutonique, issue d’un volcanisme précoce dans une dynamique de subduction. C’est une diorite quartzique à biotite et horblende.

La trondhjémites ou plagiogranite est une variété de granite tholéitique dépourvu de potassium, avec l’albite comme seul feldspath alcalin, mis en place en milieu marin. Associés à la croûte océanique, les trondhjémites résultent d’une différenciation poussée d’un magma à l’origine basaltique.

Le granodiorite est une roche magmatique plutonique grenue, composée principalement de quartz et de feldspath dans lesquels, les plagioclases sont dominants par rapport à l’orthose. Les minéraux secondaires sont la biotite, l’amphibole et le pyroxène.

La série des roches vertes est constituée des roches suivantes en partant du haut vers le bas :

  • Roches sédimentaires comportant des quartzites ferrugineux, des conglomérats de roches sédimentaires, avec peu d’éléments basaltiques, et arénites ;
  • Roches calco-alcalines du type dacite et rhyodacite ;
  • Basaltes tholéitiques et roches ultrabasiques extrusives, notamment des komatiites.

Les basaltes mis en place à l’Archéen ont des structures de type pillow, ce qui indique la formation sous eau. Les komatiites ont de l’olivine en inclusion avec une structure buissonnante, en spinifex qui indique une cristallisation en surface.

La figure 2 montre que, quelque soit le modèle adopté, la croûte océanique présente une croissance rapide à l’Archéen, puis plus lente. Donc, à la fin de cette période (2,5 Ga) la plus grande partie de la croûte continentale était formée (80%). Une faible portion de celle-ci est restée tel quel. Par contre la plus grande part s’est vue impliquée dans des cycles orogéniques divers et de ce fait, a fondu, s’est déformée, métamorphisée, etc. pour former en définitive les continents actuels.

Croûte continentale-1

Fig. 2 – Quantité de croûte continentale formée, en fonction du temps, pour différents modèles

Dans quel contexte se sont formés ces TTG ? Les modalités de formation de la croûte archéenne font l’objet du vif débat dans la communauté scientifique. Toutefois, la comparaison avec d’autre processus pétrogénétiques, tels que la formation des adakites, a permis de conclure que les TTG ne peuvent qu’être le produit de la fusion partielle de basaltes hydratés dans un champ de stabilité[6] du grenat (10-25 kbar de pression).

Les adakites sont des laves basaltiques particulières, dont le nom dérive de l’île Adak, dans les Aléoutiennes. De composition dacitique, elles contiennent de 56 à 70% de silice (SiO2) et sont riches en oxyde d’aluminium (Al2O3), oxyde de sodium (Na2O) et strontium (Sr), mais pauvre en yttrium (Y). Contrairement aux TTG, les adakites semblent provenir de la fusion partielle d’une croûte océanique jeune et encore chaude. Elles sont donc de formation plus récente que les TTG.

Quel est le processus géologique qui peut amener des basaltes hydratés à une pression de 10 à 25 kbar et à une température de 600 à 1.000° C ?

Le plus évident de ceux-ci est une subduction de la croûte océanique, formée de basalte hydraté par l’altération hydrothermale. Il faut que celle-ci soit suffisamment chaude ce qui était le cas lorsque la lithosphère était beaucoup plus jeune qu’actuellement.

Une autre hypothèse a été émise pour décrire le contexte dans lequel ces TTG auraient pu se former : des points chauds peuvent former des plateaux basaltiques épais de plusieurs dizaines de kilomètres (Kerguelen, Ontong-Java…). A la base des plateaux, les conditions sont telles que le grenat y est stable, et la fusion de la base d’un plateau océanique épais peut induire des liquides de nature TTG.

Dans les deux cas de figure, la création d’un vaste plateau océanique aurait permis l’accumulation de matériel, de le densifier, et de créer ainsi les premiers continents terrestres.

III.    CONDITIONS ENVIRONNEMENTALES AU PRECAMBRIEN

Si l’on veut suivre l’évolution de la vie depuis les premiers temps de la Terre, à l’Archéen ancien, il y a 3,8 Ga, tout au long du Précambrien, il est important de connaître les variations des conditions environnementales durant cette longue période : composition de l’atmosphère, température, composition et pH des océans…

Ainsi, des arguments astrophysiques montrent que de grandes variations de ces conditions environnementales eurent lieu au cours du Précambrien : il y a 3,8 Ga, la luminosité solaire était 30% plus faible qu’aujourd’hui.

De même des arguments géochimiques, tels que les compositions isotopiques du soufre, indiquent que l’atmosphère a connu des variations très importantes de sa composition.

On sait qu’il existe des rétroactions complexes entre température de surface, composition atmosphérique, altération des continents, composition des océans… C’est pourquoi, actuellement, de nombreuses études se penchent sur l’analyse des roches précambriennes car elles peuvent nous fournir les renseignements permettant de reconstituer les environnements favorables à l’éclosion de la vie.

Les variations de composition isotopique de l’O et du Si dans les silex ou cherts précambriens peuvent être interprétées comme une diminution de la température des océans de près de 50° C au cours de cette période[7].

Il semblerait, d’après certaines archives géologiques, que la photosynthèse chez les premiers organismes primitifs serait apparue vers 2,8 – 2,4 Ga. De nouvelles données reculeraient cette apparition plus tôt dans le temps, aux alentours de 3,5 Ga, en se basant sur  l’existence de stromatolites retrouvés dans des roches de l’Archéen ancien.

Toutefois, il est certain que les immenses dépôts de fer que l’on retrouve un peu partout dans le monde datent du Sidérien (2,5 à 2,3 Ga), époque durant laquelle la surface des continents était devenue suffisamment importante pour que des mers peu profondes s’installent sur les plateformes continentales. Les conditions pour qu’une vie bactérienne se développe étaient ainsi  réunies, marquant l’apparition des premiers stromatolites avec un dégagement massif d’oxygène par photosynthèse. Ce gaz dissous dans l’eau a pu précipiter par oxydation le fer en solution sous forme d’hydroxyde de fer, de carbonate de fer, de silicates ou de sulfures, suivant les variations de l’acidité et du degré d’oxydoréduction de l’eau de mer. Cette période porte le nom de Grande oxydation ou de Catastrophe de l’oxygène.

Aux alentours de 1,9 Ga, la totalité du fer dissous s’est précipitée et se retrouve sous forme de gisements de minerai. La production d’oxygène par les stromatolites se poursuit et les océans commencent à le relâcher dans l’atmosphère pour atteindre rapidement 15% de la valeur actuelle. Cette description correspond au schéma standard accepté jusqu’à présent par la majorité des géochimistes.

IV.     LA MEMOIRE ISOTOPIQUE

 Nous savons que les éléments chimiques existent sous plusieurs formes isotopiques. Il est de même pour ceux qui constituent la matière organique (C, N, O, H…) ou qui lui sont étroitement associés (Si, Ca, Fe…). On constate que les isotopes légers (possédant moins de neutrons) sont plus abondants par rapport aux isotopes lourds qui apparaissent souvent sous forme de traces. Le carbone se présente sous deux formes stables : 12C (98,891%) et 13C (1,108%). Le Si comprend trois formes : 28Si (le plus abondant), 29Si (4,70%) et 30Si (3,09%). Les proportions relatives des différents isotopes d’un même élément varient en fonction des réactions chimiques et biochimiques dans lesquelles ils interviennent. Ainsi, la matière organique est toujours enrichie en isotopes légers 12C et 28Si. Au moyen d’un spectromètre de masse, il est possible de déterminer les compositions isotopiques du C et du Si, qui se traduisent sous la forme de rapports isotopiques (13C/12C, ou 29Si/28Si). Ces rapports établis à partir de matière organique (tissus des végétaux, des animaux, des bactéries) représentent une intégration temporelle des processus physiologiques et écologiques d’un écosystème donné. Lorsque ces isotopes, après fossilisation de l’organisme qui les contiennent, sont piégés dans des substances minérales stables, ils traduisent les conditions du milieu du moment où ils ont été fixés dans ces substances. Ils constituent donc une véritable mémoire des conditions paléoécologiques. Bien entendu, si au fil du temps, les minéraux qui contiennent ces isotopes fossiles, subissent des modifications d’ordre géologique, cette mémoire peut être affectée ou même disparaître.

 

Pour définir les phénomènes de répartition isotopique d’un élément, on a défini les paramètres suivants :

  • Le rapport isotopique R qui est le quotient du nombre d’isotopes lourds sur le nombre d’isotopes légers d’un élément donné. Ainsi, comme nous venons de le voir, le rapport isotopique du C est R = 13C/12C ;
  • L’abondance isotopique A (à ne pas confondre avec le nombre de masse) donne la proportion relative de l’isotope lourd considéré. A = lourd / (lourd + léger). Donc, l’abondance isotopique en 13C est A = 13C / (13C + 12C)

Comme ces paramètres sont difficile à manipuler en conditions d’analyse normale, les scientifiques préfèrent exprimer la réalité physique à l’aide d’un troisième paramètre : la déviation isotopique δ, définie comme :

δ = 1.000 x (Rech – Rref) / Rref  (valeur en %)

où Rech et Rref sont respectivement les rapports isotopiques de l’échantillon à mesurer et de l’échantillon de référence.

Grâce à cette astuce, en utilisant des références internationales, les chercheurs peuvent apprécier de faibles différences de teneurs isotopiques et réaliser une calibration entre appareils de mesure et entre laboratoires.

 Luc André et son équipe ont choisi le silicium (Si) comme marqueur, car c’est le deuxième élément le plus abondant sur Terre après l’oxygène. On le rencontre partout, surtout dans les roches, mais également dans les organismes vivants. De plus, de par sa position dans le tableau périodique des éléments (sous C dans la colonne IVa), le Si partage des propriétés chimiques communes avec le C.

La silice précipite, soit chimiquement sous forme de quartz ou d’opale inorganique, soit biochimiquement sous forme d’opale organique. Ces deux formes de précipitation montrent une composition isotopique anormalement enrichie en 28Si. Dans ce cas, on peut se dire que l’on est en présence, soit d’une interaction avec un fluide hydrothermal, soit à une précipitation biogène. Par contre, l’absence d’anomalie indique une origine sans eau ou un processus non biogène.

 Les cherts, roches composées essentiellement de silice, peuvent précipiter chimiquement à partir d’un fluide et donc conserver la signature isotopique de ce fluide. Cette signature peut être altérée par l’histoire postérieure de cette roche : diagenèse, événements métamorphiques ou hydrothermaux. Les compositions isotopiques de ces roches, notamment en O (δ18O) et Si (δ30Si) sont des traceurs primordiaux des conditions paléoclimatiques de la Terre au Précambrien. Le δ18O de cherts anciens montre des variations importantes avec le temps et pour un âge donné. Les échantillons prélevés dans différentes formations contiennent plusieurs types de quart : quartz microcristallin, mégaquartz, quartz fibreux, quartz détritique, quartz filonien, ainsi que des carbonates de fer (ankérite, sidérites) et des pyrites. L’analyse à la sonde ionique permet de déterminer leur origine (hydrothermale ou sédimentaire) et leur préservation.

 V.       LES ZIRCONS, LES PLUS ANCIENS TEMOINS MINERAUX TERRESTRES

 Les zircons appartiennent au groupe des néosilicates. Ces minéraux, de formule chimique Zr[SiO4], sont  un assemblage de silicate et de zirconium naturel. Les zircons sont les plus vieux témoins minéraux connus sur Terre. Ils ont permis de dater les roches les plus anciennes à la surface du globe, avec un âge estimé à 4,404 Ga, que l’on trouve dans la Formation Narryer Gneiss Terrane du craton Yilgarn en Australie occidentale.

Les zircons se forment lors de la genèse de roches plutoniques les plus communes comme les granitoïdes. Ce sont les produits précoces de la cristallisation primaire des roches magmatiques tels que le granite et les roches alcalines, dont la syénite et la pegmatite. Ils se présentent souvent en inclusions dans la biotite, la tourmaline, la cordéites de ces roches. On les trouve également dans les gneiss. Ils sont plus rares dans les tufs et les laves. Dans les roches métamorphiques, ils se montrent sous une forme recristallisée ou épitactique[8]. Dans les sédiments, ils sont détritiques, c’est-à-dire qu’ils se présentent sous forme de grains transportés et charriés par l’érosion.

Les zircons, sous la forme silicatée, sont d’une grande importance dans la datation absolue des roches, de par la présence d’isotopes radioactifs en leur sein. Le zircon ne change pas de phase lorsqu’il est soumis à des températures et des pressions extrêmes. Il est pratiquement inaltérable et garde sa structure d’origine. Seule la radioactivité peut le métamicté[9].

Ces minéraux contiennent à l’état de traces des isotopes radioactifs à longue demie vie, tels que l’235U et le 232Th. Ces éléments représentent de 10ppm à 5% en poids du minéral. La radioactivité de ceux-ci peut altérer le minéral hôte (biotite, tourmaline, cordéite), le cristal de zircon s’entoure alors d’une auréole noirâtre. Comme nous l’avons vu dans des articles antérieurs, ces deux isotopes qui appartiennent à deux des trois grandes familles radioactives se désintègrent en une succession de produits qui donnent en définitive du Pb. Le rapport U/Pb et Th/Pb permet d’estimer l’âge d’un cristal de zircon et par là même celui de la roche qui le contient. Toutefois, l’âge du zircon peut être nettement supérieur à celui de la roche mère (roche métamorphisée ou sédimentaire).

VI.     LES FORMES DE VIE PRIMITIVES

 Le passage du minéral au vivant reste l’une des grandes énigmes de l’origine de la vie. Cependant, aucune force extérieure n’est intervenue. Ce phénomène n’est que le résultat d’une suite d’événements chimiques. Les conditions environnementales de la terre primitive, à l’Archéen, s’y prêtaient. Connaître cet instant primordial, ou du moins les conditions physico-chimiques qui l’ont amené, pousse les chercheurs à se pencher sur l’étude approfondie des tout débuts de notre planète.

Les microorganismes fossiles les plus anciens ont été trouvés dans les sédiments de Barberton  (3,66 – 3,5 Ga) en Afrique du Sud et du Pilbara (3,5 Ga) en Australie. Les sédiments relativement bien conservés permettent d’imaginer une vie foisonnante dans des eaux littorales de faible profondeur, assez proche de la surface. Certaines structures feuilletées donnent à penser qu’une vie bactérienne utilisait déjà la photosynthèse. Les microfossiles identifiés présentent des structures filamenteuses longues de quelques microns, des bâtonnets du même ordre de grandeur et des structures sphériques et ovoïdes d’environ 1µm de diamètre (fig. 3).
Figure 3. Fossiles de coques (à gauche) et de mattes bactériennes (à droite) dans les sédiments de Pilbara, Groupe de Warrawoona, 3.446 Ga (crédit Frances Westall).

Les découvreurs ont attribué ces  restes à des bactéries fossiles. Malgré la très faible quantité de carbone restant lié à ces structures, l’analyse isotopique du C a montré un enrichissement variable mais suffisamment significatif en 12C pour admettre une origine biologique.

D’une manière générale, les molécules biologiques produites par photosynthèse sont caractérisées par un enrichissement en 12C par rapport aux carbonates minéraux. Ainsi, le rapport 12C/13C passe de 88,99 pour les carbonates minéraux de référence à des valeurs comprises entre 90,8 et 91,7% pour les molécules organiques biologiques.

A.    Les archées (Archaea) (fig. 4)

Ces micro-organismes procaryotes constituent le troisième domaine ou règne de l’arbre de la vie, les deux autres étant les eubactéries (Bacteria) et les eucaryotes (Eukaryota), dont nous faisons partie (fig. 5). C’est en 1977, qu’elles ont été identifiées grâce aux travaux de biologie moléculaire du professeur Carl Woese (* 15-07-1928), de l’Université de l’Illinois à Urbana (U.S.A.) et de George Fox.

Au niveau des fossiles, il est très difficile de distinguer si une structure rencontrée appartient aux archées, car les cellules fossiles de procaryotes précambriens n’ont pas de morphologie distincte et les formes ne permettent pas une distinction nette. Par contre, des traces chimiques, sous forme de lipides caractéristiques des archées, peuvent donner des indices en faveur de ces micro-organismes, car ils n’existent pas dans d’autres groupes d’organismes. Certains chercheurs ont avancé que des lipides fossiles provenant de procaryotes ou d’eucaryotes étaient présents dans des schistes âgés de 2,7 Ga[10]. On en a également détecté dans des roches de la Formation d’Isua au Groenland (voir plus bas) plus ancienne (3,8 Ga)[11].

 HalobacteriaFig. 4 – Archées

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Fig. 5 – Arbre phylogénétique basé sur l’analyse comparative des gènes ARNr montrant la séparation des bactéries, des archaea, et des eucaryotes

B.    Les cyanobactéries (fig. 6)

 Ce sont les organismes vivants les plus anciens identifiés actuellement sur Terre avec les archées. On en trouve des fossiles dans des roches de l’Archéen (3,8 Ga). Ces formes déjà relativement complexes laissent supposer l’existence antérieure de formes de vie plus simples.

Les cyanobactéries (Cyanobacteria), également appelées cyanophycées (Cyanophyceae) forment une sous-classe des bactéries, connues autrefois sous le terme d’algues bleues.

Ces procaryotes[12] réalisent déjà la photosynthèse oxygénique en transformant l’énergie lumineuse en énergie chimique par fixation du CO2 et libération d’O2.

cyanobacteries

 Fig. 6 – Colonie de cyanobactéries

Elles sont à l’origine de la formation de grandes quantités de roches carbonatées en piégeant le gaz carbonique. De ce fait, elles constituent le premier grand puits de carbone. Elles sont responsables de l’oxygénation de l’atmosphère primitive et de la diminution de l’effet de serre par absorption du CO2 atmosphérique. Elles ont contribuées à la formation de la couche d’ozone protectrice, et à une désacidification des océans.

C.    Les stromatolites

 Les stromatolites forment des tapis bactériens et construisent des monticules coniques, constitués d’un empilement de « feuillets » de carbonates. Ce ne sont pas à proprement parlé des fossiles mais plutôt des structures construites par l’action de cyanobactéries : structures organo-sédimentaires. On peut toutefois y trouver des fossiles de cyanobactéries. Une des caractéristiques des stromatolites est leur fine lamination interne : chaque lamine représenterait une accrétion diurne (fig. 7). En effet, les cyanobactéries ne font la photosynthèse que la journée, aussi laissent-elles une trace de leur activité.

Stromatolites

Fig. 7 – Stromatolites – 550 Ma (RDC) (crédit R. Six)

Les tapis, de consistance gélatineuse, laminaire, contiennent généralement des sédiments. La « gélatine » est secrétée par des cyanobactéries la nuit et se compose d’un treillis de filaments bactériens.

Ces structures colonnaires agissent de deux manières :

  • Elles piègent les particules sédimentaires entre leurs filaments ;
  • Elles induisent la cimentation de ces particules emprisonnées, grâce à une activité photosynthétique.

La gelée peut précipiter les bicarbonates (CO2) solubles en carbonate de calcium (CaCO3). Les particules de sédiments piégées se soudent entre elles pour former une succession de croûtes solides, les stromatolites.

On trouve ces structures dans des couches dont l’âge varie de 3,5 Ga à l’actuel. Ainsi, en 1950, des géologues australiens découvrent des stromatolites au nord-ouest de l’Australie, dans la Sharks Bay (fig. 8). Ceux qui se situent dans la zone d’estran (zone intertidale, entre marée haute et marée basse) sont des vestiges de stromatolites formés il y a plusieurs milliers d’années lorsque le niveau marin était plus haut, tandis que ceux qui se trouvent dans la zone infratidale supérieure sont en voie de formation.

stromatolites

 Fig. 8 – Stromatolites actuels à Sharks Bay (Australie)

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 Fig. 9 – Situation des stromatolites à Sharks Bay

 

Explication de la figure 9 :

 Du haut vers le bas :

1.-  Variété pustuleuse Enotophysalis sans lamines : forme des colonnes de 1 m de large et 10 cm de haut, construites par Eontophysalis major, descendant de Eontophysalis du Précambrien ;

2. – Variété lisse, Microcoleuschthonoplastes et Schizothrix sp. avec lamines très nettes ;

3. – Variété botryoïde constituée de diatomées et de cyanobactéries colonisées par des algues. Toujours immergée, secrète beaucoup de mucus. Forme de larges colonnes de 1 m et plus

 Le jour, les cyanobactéries font la photosynthèse et précipitent le calcaire en utilisant le CO2. La nuit, elles fabriquent la gelée qui retient le calcaire et les sédiments. Le cycle se répète chaque 24 heures. C’est ce mécanisme qui englue le feutrage de filaments de cyanobactéries collées sur un support dans une gangue calcaire et forme une couche plus ou moins carbonatée appelée lamine. Les cyanobactéries qui meurent forment donc ces micro-couches de calcaire sur lesquelles se développent de nouvelles générations, jusqu’à formation des structures stromatiliques.

La lithification débute en général à 1 ou 2 cm sous le niveau de vie et la construction s’oriente selon les vagues et contre le vent. De plus, il lui faut un substrat rocheux sur lequel se fixer.

Vu l’abondance de ces structures calcaires, on peut supposer que les stromatolites ont connu un développement considérable à certaines périodes anciennes de la Terre, quand celle-ci fournissait aux cyanobactéries des océans à 35° C, milieux riches et sans grande compétition. Ils ont produit un volume impressionnant de calcaires à certaines époques du Précambrien et de ce fait ont constitué un drain important de CO2 en stockant celui-ci dans le CaCO3, modifiant ainsi l’atmosphère primitive.

Les stromatolites sont d’une importance primordiale pour les paléontologues car ils sont dépositaires des premières traces de vie sur Terre et les premières manifestations de celle-ci.

VII.   BIBLIOGRAPHIE ET SOURCES

  • Andre L. L’émergence de la vie sur Terre : quand ?, in Science Connection, février 2007.
  •  Choukroune M.A la découverte de l’Archéen (conférence, résumé de M. Reynoard)
  •  Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson.
  •  Moyen J.-F. (2004) – TTG et adakites : des cas particuliers de magmas de zone de subduction, Université de Stellenbosch, Afrique du Sud, Florence Kalfoun.

(à suivre : Les plus anciennes roches)


[1] Luc André : Chef de Section au MRAC, membre de l’Académie royale des Sciences d’Outre-mer, membre du Conseil scientifique du Conseil nationale de la recherche scientifique (France) et chargé de cours à l’ULB.

[2] Ga : 1 giga-année correspond à 1 milliard d’années. On sait que la Terre est âgée de 4,55 Ga.

[3] Lithologie : nature des roches d’une formation géologique.

[4] Ortogneiss : pour rappel ces roches dérivent de roches magmatiques, par opposition aux paragneiss qui eux sont d’origine sédimentaire.

[5] Roches vertes : expression désignant d’une manière générale des roches magmatiques, plutoniques et effusives, basiques et ultrabasiques, dont la teinte verte est due au développement de chlorite, épidote, amphibole et serpentine, du fait de l’altération et, plus souvent, du métamorphisme.

[6] Dans le domaine de la pétrologie, il est courant d’exprimer les champs de stabilité des roches sédimentaires, métamorphiques et magmatiques dans un diagramme prenant en compte les paramètres physiques prépondérants que sont la pression et la température.

[7] Références : Robert F. et Chaussidon M. Nature Vol 443,  pp 962-972 (2006)

[8] épitactique: qui est apparenté à l’épitaxie, phénomène d’orientation cristallographique des cristaux d’espèces différentes.

[9] Métamicte : s’applique à l’état de désordre cause dans un réseau cristallin sous l’influence de la radioactivié, avec changement éventuel de couleur et apparition d’un état amorphe.

[10]  Brocks JJ, Logan GA, Buick R, Summons RE, « Archean Molecular Fossils and the Early Rise of Eukaryotes », in Science, vol. 285, no 5430, 1999, p. 1033–6.

[11]   Jürgen Hahn et Pat Haug, « Traces of Archaebacteria in Ancient Sediments », dans System Applied Microbiology, vol. 7, no Archaebacteria ’85 Proceedings, 1986, p. 178–83 .

[12] Procaryote : organisme unicellulaire sans noyau, ni organites.

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LES PLUS VIEILLES ROCHES CONNUES CONTENANT DES TRACES DE VIE

Article paru dans le Bulletin du G.E.S.T., N° 163, septembre 2010

I.            INTRODUCTION

La découverte en 1954 de microfossiles du Précambrien ouvrit de nouvelles perspectives dans le domaine de l’évolution de la vie. Rappelons que cette période couvre pratiquement les 87% de l’histoire de la terre et que, jusque il y a peu, les paléontologues s’intéressaient aux fossiles du Précambrien récent, à savoir la faune d’Ediacara (ca. 635-542 Ma), ou celle de Burgess (505 Ma), et ils s’attardaient longuement sur l’explosion cambrienne qui fait apparaître en quelques milliers d’années la totalité des embranchements actuellement connus. La réalité semble être toute autre et on constate que la vie est apparue très tôt sur la Terre et que l’allure de l’évolution organique a été très lente.

Actuellement, comme nous l’avions déjà signalé dans l’article du mois de juillet, les formes de vie sont distribuées selon trois grands domaines : Bacteria, Archaea et Eucarya. Les formes primitives de ces grands ensembles se sont développées durant tout le Protérozoïque pour aboutir après moult avatars aux formes actuelles.

La plupart des preuves directes de ces manifestations biologiques comporte des fossiles de procaryotes, de protistes, d’algues primitives, d’acritarches[1], tandis que les preuves indirectes sont représentées par des stromatolites, des traces fossiles et des signatures géochimiques fossiles. Les fossiles de cette période sont préservés sous formes de compressions, d’impressions et de restes biominéralisés et perminéralisés[2].

Dans les roches que nous allons passer en revue, les scientifiques ont découverts des structures qui posent question. S’agit-il de traces de vie primitive ou d’artéfacts naturels ? En consultant la littérature, nous allons essayer de donner une vue plus ou moins correcte des acquis dans ce domaine ô combien vaste que sont les recherches des premières traces de vie sur notre planète. Le sujet nécessitera deux ou trois articles. Lançons-nous en attaquant les Indes et l’Australie.

 

II.            Le Super-groupe de VindhyanInde (650 – 2.492 Ma) 

A.    Aspect stratigraphique du Super-groupe de Vindhyan

Le supergroupe de Vindhyan représente la succession sédimentaire la plus épaisse et celle qui s’étale le plus longuement dans le temps, de notre Terre. L’étude de ses différentes formations permet de mieux appréhender l’évolution de l’atmosphère, du climat et des débuts de la vie durant le Protérozoïque. En effet, on y a trouvé des traces fossiles d’une faune antérieure à celle d’Edicaria (Protérozoïque supérieur, Vendien, 635 – 542 Ma).

Ce vaste bassin sédimentaire, situé au N-E de l’Inde, est bordé à l’ouest par les Monts Aravalli qui s’étendent le long de la grande faille de ceinture (GBF), et par les trapps[3] du Deccan au sud-ouest. Le groupe de Bijawar borde la marge sud-est du bassin. Cette région de plateaux, le Chota Nâgpur,  est composée de roches datant du Précambrien.

La figure 1 donne une carte géologique simplifiée de cette entité géologique, ainsi que la suite lithologique des groupes qui la constitue.

Vindhyan Supergroup

Ce système complexe et divisé en quatre séries principales qui sont :

  • La série de Bhander ;
  • La série de Rewa ;
  • La série de Kaimur.

Ces trois entités constituent les Vindhyans supérieurs

  • La série de Semri représente à elle seule les Vidhyans inférieurs.

Dans ces différentes séries, on distingue deux types de faciès bien distincts :

  • La série de Semri est de type marin et principalement calcaire ;
  • Les trois autres séries sont plus généralement de type arénacé[4] d’origine fluviatile ou estuarienne.

Nous détaillerons, dans un premier temps, le Groupe de Semri, partie basse du super-groupe, et plus particulièrement les Grès de Chorbat de la Formation de Kheinjua (1,628-1,632 Ga) (fig. 2).

Chorhat-map

Fig. 2 – Carte de localisation des sites prospectés

Les Grès de Chorbat montrent des structures apparentées à des tapis microbiens, laissant supposer une vie bactérienne remontant à 1,6 Ga. Les 65 mètres d’épaisseur de ces grès rouge-brun ont été datés par les méthodes de datation absolue U/Pb et Pb/Pb à 1,6 Ga. Cette date a été confirmée par la détermination de l’âge de fossiles Grypania retrouvés dans les calcaires de la Formation Rothas (1,599 ± 0,048 Ga) située au sommet du Groupe de Semri (fig. 3).

Chorhat-log

Fig. 3 – Suite lithologique du groupe Semiri

Les Grès de Chorbat s’intercalent entre les Schistes de Koldaha à la base et les Schistes de Rampur au sommet et se subdivisent en trois faciès : A, B et C en partant de la base. Le faciès A est caractérisé par un empilement vertical de bancs de couleur claire, de 35 à 40 cm d’épaisseur, constitués d’une alternance de grès sous forme de strates entrecroisées, de strates quasi-planes et de strates présentant des ripple-marks, et de siltites de moins de 5 cm d’épaisseur. Les bases de ces différents bancs présentent une surface angulaire et érodée avec des moulages de choc (prod casts) et des moulages de rebond (bounce casts).

Le faciès intermédiaire (faciès B) comporte des grès bien triés, certains montrant une granulométrie fine, d’autres adoptant une allure ondulée ou plus ou moins plane.

Le faciès supérieur (faciès C) apparaît localement et consiste en grès bien triés avec des traits éoliens variés.

Tous ces grès se sont déposés sur une plateforme marine, bordée par une côte plate avec des dépôts de sable éolien dans un environnement agité par des épisodes de tempêtes.

Diverses structures  apparaissent à la surface des bancs ou sur leurs interfaces (fig. 4 et 5). La répétition de celles-ci sur presque chaque surface des bancs indique une très faible sédimentation entre deux épisodes de tempête. Elles peuvent être provoquées lorsqu’un vent fort souffle sur la surface des sédiments encore meubles et recouverts d’une mince pellicule d’eau, allant jusqu’à un centimètre d’épaisseur.

Chorhat-cracks-1              numérisation0039

Fig. 4 – Fissures sinusoïdales dans les grès    Fig. 5 – Bombement sableux avec cercle en creux

La cohésion des sédiments après leur remaniement provoqué par les éléments climatiques ne peut s’expliquer que par le rôle qu’auraient joué des tapis microbiens dans leur fixation entre chaque épisode de tempête, un peu comme l’action des stromatolites décrit dans l’article précédent. Cependant, ici, les structures microbiologiques ont des allures différentes.

Le tableau en figure 6 reprend les informations non contestées des différentes entités du Super-groupe de Vindhyan.

Formation

Age (Ma)

Méthode de datation/

Fossiles

Référence

Remarques

Groupe de BhanderCalcaire de Lakheri, RajasthanCalcaire de Bhander, vallée SonGroupe de RewaSchiste de Jhiri, vallée SonGroupe de KaimurGrès de Bhagain, PannaGroupe de SemriCalcaire de Rohtasgarth, vallée SonSchistes de Rampur, vallée SonPorcellanite de Deonar, vallée SonGrès glauconieux, ChitrakutCalcaire de Kajrahat, vallée Son

Socle

Granite de Bundelkhaud

~ 650~ 7501100-7001100-700> 10671601 ± 1301599 ± 481599 ± 81628 ± 81630,7 ± 0,41504-14091721 ± 90

2492 ± 10

 

Stratigraphie par isotope SrStratigraphie par isotope SrAssociation Chuaria-TawuiaAssociation Chuaria-TawuiaIsochronie Rb-SrIsochronie Pb-PbIsochronie Pb-Pbzircon U-Pb (SHRIMP)zircon U-Pb (SHRIMP)zircon U-Pb (TIMS)Ages modèles Rb-Sr pour glauconieIsochronie Pb-Pb

Zircon Pb-Pb (SIMS)

Ray et al. (2003)Ray et al. (2003)Kumar & Srivastava (1997)Rai & al. (1997)Kumar & al. (1993)Ray et al. (2003)Sarangi & al. (2004)Rasmussen & al. (2002)Rasmussen & al. (2002)Ray et al. (2002)Kumar & al. (2001)Sarangi & al. (2004)

Mondal & al. (2002)

Age minimumAge minimumEstimation basée sur Hofmann (1992)Estimation basée sur Hofmann (1992)Age de l’intrusion de lamproïte de Majhgawan ~ (1067 ± 31 Ma)Section de Maihar (Bhadanpur)Section de KatniZircons volcaniquesTufs silicifiésTufs volcanoclastiques et rhyolitiquesAge minimumPhase magmatique erminale

Fig. 6 – Sommaire des informations géochronologiques récentes non contestées du Super-groupe Vindhyan

B.    Traces probables de fossiles dans les différentes entités du Super-groupe de Vindhyan

Groupe de Kaimur

Déjà en 1908, H.C. Jones avait découvert, dans les schistes sombres de Suket qui forment la base de la série de Kaimur près de Neemuch, des « petits corps sphéroïdes » d’un diamètre compris entre 1,5 et 4,5 mm. Après de multiples controverses, ils furent assimilés à une espèce fossile d’algue verte de la famille des Tasmanites, T. vindhyanensis (B. Teyssèdre, 2006).

Groupe de Semri

Dans les calcaires de Rothas, à Banjari dans la vallée de la rivière Son, R.C. Misra et G.S. Bhatnagar (1950) ont découvert des structures carbonatées de configuration grossièrement sphérique. Le diamètre moyen des spécimens était de 26 mm. Les découvreurs pensaient être en présence de fossiles de restes de végétaux.

Ils observent également de petits corps sombres sphériques de 145µ de diamètre dans les calcaires glauconieux de la colline Lodhwara au nord de Karwi, et dans les calcaires de Rothas à Banjari. Ils comparent ces structures à des résidus d’algues unicellulaires. D’autres structures de formes diverses, remplies de glauconie, sont observées à Lodhwara. Ils pensent être en présence de moules d’organismes fossiles.

En 1946, K.P. Rode décrit un nombre de structures présentant des formes plus ou moins coniques qu’il classe dans une nouvelle espèce. Celles-ci ont été découvertes également dans la partie supérieure des calcaires de Rohtas de la vallée de la rivière Son

Une découverte intéressante est faite par A.K. Ghosh et A. Bose (1950) dans la série de Semri du district de Mirzapur. Il s’agit de microfossiles comprenant des fragments charbonneux.

D’autres chercheurs trouvèrent également dans les Vidhyans supérieurs des structures carbonatés pas toujours faciles à interpréter. Le débat fit rage. S’agit-il de spécimens d’algues vertes, de champignon, de fragments de bois ?

En 1952, paraît un article faisant le bilan des découvertes précédentes (R.V. Sitholey, P.N. Srivastava & C.P. Varma). Sur 30 échantillons analysés par les auteurs seuls deux, provenant des schistes de Sirbu et des schistes de Suket, présentaient des microfossiles. Ceux-ci étaient représentés par :

  • des Cyanophyceae[5] (algues bleues – fig. 7) en assez grand nombre ;
  • des corps fusiformes dont il est difficile de déterminer la relation de ces fossiles (fig. 8) ;
  • des corps sphériques, représentant probablement des algues unicellulaires (fig. 9) ;
  • des formes discoïdes représentant peut-être des algues bleues comme Nostoc et Anabaena  (fig. 10) ;
  • quelques spores de forme ovale, probablement des champignons (fig. 11);
  • un filament cloisonné (fig. 12).

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Fig. 7 – Cyanophyceae

 corps fusiforme          corps sphérique            forme discoïde

Fig. 8  – Corps fusiforme         Fig. 9 – Corps sphérique             Fig. 10 – Corps discoïde

numérisation0029         numérisation0028

         Fig. 11 – Forme ovale                                                       Fig. 12 – Filament cloisonné

Un article relatif à des traces de vie dans les grès de Chorbat paraît dans Science le 2 octobre 1998. Il est dû à la plume d’Adolf Seilacher et al. Ceux-ci relèvent certaines caractéristiques intrigantes dans les plans de stratification de cette formation (fig. 13). Ils leur attribuent une origine biogène et les interprètent comme étant des terriers d’animaux vermiformes associés à des tapis microbiens. Cette hypothèse  suggère que des animaux triploblastiques[6] existaient déjà il y a plus d’un milliard d’années. Ils avancent également que la diversification de ces formes de vie a progressé très lentement jusqu’à l’apparition d’organismes à squelette dur qui correspondrait à l’explosion du Cambrien.

L’âge de ± 1.100 Ma, avancé à l’époque, était basé sur les méthodes de datation K-Ar et F-T, ce qui avançait l’émergence de formes multicellulaires de près de 500 Ma par rapport à la faune d’Ediacara.

 numérisation0006Fig. 13 – Traces à la surface d’une strate, suggérant des terriers de vers  (photo W. Gerber)

 

Cet article provoque une polémique au sein du lanterneau des paléontologues du Précambrien. Pour certains, ces traces n’ont aucune origine biogène et ne sont que des structures inorganiques, particulièrement celles qui correspondent à des fentes de dessiccation dans des sédiments déshydratés. D’autres, par contre, sont difficilement explicables par des processus purement mécaniques et peuvent de ce fait être d’origine biologique. H.J. Hofmann (2005), de l’université McGill, à Montréal, a fait une analyse comparative de ces structures et est arrivé à la conclusion qu’elles sont purement naturelles. Il trouve des similitudes de formes et d’associations avec des croûtes riches en fer rencontrées sur les surfaces jointives de bancs de grès exposés à des variations climatiques tropicales, c’est-à-dire chaud et humide.

revised 7 December 1994.Un assemblage de microfossiles bien conservés et diversifiés a été trouvé dans le Membre calcaire de Fawn de la Formation Khenjua (~1200 Ma) du Groupe Semri, de la localité de Newari. 28 espèces appartenant à 18 genres, représentant des coccoïdes et des formes filamenteuses, ont été décrites. Elles sont associées à des tapis microbiens. Hormis Archaeoellipsoides et Bactrophycus, et des formes ayant une affinité avec des acritarches, le diamètre des coccoïdes se situe entre 2 et 24 µm, avec une moyenne de 10,4 µm, et la largeur des formes filamenteuses varie de 1,5 à 28 µm, avec une moyenne de 6,8 µm. Les formes Eoentophysalis et Siphonophycus sont les mieux représentées. Les formes coccoïdes montrent une plus grande diversité morphologique que les formes filamenteuses qui sont en général moins bien conservées. Il est probable que les types de dégradation des deux formes représentent des variantes d’une entité biologique commune (S. Kumar and P. Srivastava, 1993).

Selon des datations radiométriques récentes les Grès de Chorhat sont beaucoup plus anciens (1628-1632 Ma) que l’on ne pensait. Ainsi, les fossiles carbonés cités ici ne sont pas seulement les plus anciens mais constituent les seules données fossiles à datation fiable du Super-groupe de Vindhyan.

III.               Pilbara Oriental  – Australie (3,5 Ga)

 

L’Australie qui durant l’Archéen participait à la constitution du seul continent existant à la surface de notre planète, garde des traces de cette époque, représentées par ses cratons (fig. 14) :

  • Le Craton d’Altjawarra, situé à peu près au centre de l’Australie, à mi distance entre les villes d’Alice Springs et Mount Isa. Entièrement recouvert par les sédiments du Cambrien et de l’Ordovivcien du « Georgina Basin », il n’est plus apparent à l’heure actuelle ;[]
  • Le Craton central ;
  • Le Craton de Curnamona (Australie méridionale)
  • Le Craton de Gawler (centre de l’Australie du Sud)
  • Le Craton de Pilbara (Australie occidentale)
  • Le Craton d’Yilgarn (Australie occidentale)
  • Le Craton de la péninsule d’Eyre (au sud de l’Australie méridionale)

Trois de ces cratons jouent un rôle important : les cratons de Yilgarn (à l’ouest), Pilbara (au nord) et de Grawler (au sud).

Australian_rock_ages-MJC

Fig.  14 – Emplacement des cratons australiens

Entre 2.500 Ma et 545 Ma, durant le Protérozoïque, la construction du continent australien va continuer avec l’érosion de ces cratons et la formation, en périphérie, de couches sédimentaires qui, par suite de l’apparition d’oxygène dans l’air, vont contenir de l’oxyde de fer. Ce sont les « Banded Iron beds », sédiments formés de couches alternées de minerai de fer (hématite) et d’argile, de l’or, de l’uranium, du cuivre, du plomb, du zinc qui vont s’accumuler par accrétion. Ce sont ces anciens sédiments qui expliquent la présence des nombreuses mines en Australie.

Ces trois portions de continent, à la suite des mouvements tectoniques, seraient entrés en collision et auraient participé à la formation du Super-continent Rodinia entre 1,3 et 1,1 milliard d’années. Les cratons nord et ouest se seraient d’abord associés, le craton sud ne les rejoignant que beaucoup plus tard, il y a 830 à 750 Ma alors que le nord du Super-continent Rodinia se brisait[]. Les cratons occidentaux se sont d’abord heurtés puis ceux du sud entre 830 et 750 Ma pour former un super bassin sédimentaire, le Centralian Superbasin

Les roches archéennes du craton de Pilbara contiennent les premières traces de vie. Ce sont des cyanobactéries primitives connues sous le nom de stromatolites. Des organismes de l’Édiacarien, connus sous le nom de Faune d’Édiacara ont été trouvés dans des grès du « Flinders Ranges National Park »

Le Pilbara Oriental est l’un des plus anciens terrains de notre planète, avec la formation d’Isua, au Groenland. Il s’est formé entre 3,515 et 3,240 Ga. Ce groupe représente un dépôt volcano-sédimentaire en eau peu profonde

Les différents types de roches que l’on y observe sont :

  • Des granitoïdes, constitués principalement de roches de nature TTG refondu par la suite. C’est ainsi que l’on trouve des gneiss datés de 3,45 Ga qui ont refondu vers 3,41 Ga. On observe aussi des enclaves d’amphibolites plus vieilles, vraisemblablement âgées de 3,58 Ga
  • Des laves diverses :
    • basaltes sous forme de pillows (Basalte Euro, 3,350 Ga) ;
    • rhyolites, avec des prismations (Formation de la grotte Kangaroo, 3,240 Ga) ;
    • kormatiite, roche ultramafique (du nom de la rivière Komati en Afrique du Sud). Roche essentiellement connue dans l’Archéen. On les retrouve ici dans la Formation Panorama (environ 3,450 Ga). Fortement altérées, les minéraux magmatiques ont été remplacés par des carbonates blancs.
    • Des sédiments :
    • minerais de fer rubanés (Banded Iron Formation = BIF) ou quartzites ferrifères aux alternances rouges et grises correspondant à des niveaux alternativement oxydés ou réduits

A l’Archéen, le fer était abondant dans les mers. Il était dissous sous forme d’ions ferreux (Fe++). L’activité des premiers organismes vivants photosynthétiques a libéré de l’oxygène qui en se combinant avec les ions ferreux, forme des oxydes et des hydroxydes ferriques. Ces derniers, insolubles, précipitent suivant les réactions suivantes :

2Fe++ + 5H2O + ½ O2  à  2Fe OH3 + 4H

2Fe++ + H2O + O2  à  Fe2 O3 + 2H+

  • cherts, dans les zones les plus anciennes, formés vraisemblablement par précipitation de la silice au voisinage d’un évent hydrothermal.

Près de la ville de Marble Bar, on trouve deux types de cherts :

–     cherts lités, rouges et blancs, correspondant à des dépôts chimiques ;

–     cherts gris formant des filons recoupant ou brèchifiant les cherts rouges. Ce sont probablement des veines hydrothermales, enregistrant le passage de fluides chauds et chargés de silice.

Les cherts sont systématiquement interstratifiés dans des basaltes (pillows) témoignant d’une activité volcanique sous-marine, ce qui est compatible avec la forte activité hydrothermale décrite ci-dessus.

  • Les sédiments détritiques associés présentent des structures comme des « ripple marks »,

Durant les années 1980, une expédition, menée par William Schopf, de l’Université de Los Angeles, découvre dans les stromatolites des micro-organismes fossiles. Datés de 3,455 Ga, ils sont assimilés à des cyanobactéries filamenteuses et référenciés sous le terme de « fossiles de Warrawoona« , d’après le nom de la formation dans laquelle ils ont été trouvés (Schopf, 1993; Schopf et al., 2002).

Ce genre de découverte est toujours sujet à caution, car il est très difficile de déterminer avec certitude si l’on a à faire à des fossiles ou à des structures inorganiques. Ainsi, l’équipe de Juan Manuel Garcia, du Laboratoire de cristallographie de Grenade, a synthétisé en laboratoire des structures analogues à partir de composés inorganiques (silicates, carbonates et baryum) en milieu alcalin. L’équipe australienne de Stephen Hyde de l’Australian National Universty, a procédé au  vieillissement de ces structures par immersion dans un bain de composés organiques et « cuisson ». Le choix des différents éléments est basé sur leur présence abondante dans les roches australiennes. Les résultats de l’étude ont été publiés dans « Science » du 14 novembre 2003 .Cette expérience tendrait à démontrer que les structures trouvées dans les stromatolites seraient le résultat d’un processus géologique. Bien qu’approuvant la valeur du travail, W. Schoof fait remarquer que la similitude entre les fossiles et les structures inorganiques est superficielle. Le débat sur l’origine de la vie est loin d’être clôt[7].

Pour Martin Brassier, de l’Université d’Oxfort, et son équipe anglo-australienne, il s’agirait de structures formées de graphite et de quartz, d’origine hydrothermale (Brasier et al., 2002). Deux ans d’analyse sur les échantillons de Schopf et sur d’autres récoltés sur le même site, par microscopie électronique, spectrométrie Raman et divers outils géochimiques, furent nécessaires pour contesté les conclusions de William Schopf.

Première observation : les roches silicifiées contenant les filaments ne seraient pas des restes de stromatolites, mais des veines d’origine hydrothermales. Ces dernières se retrouvent dans des basaltes et leurs concentrations en métaux, notamment en sulfures, sont élevés. De plus, les chercheurs y ont  détecté des minéraux particuliers se formant généralement à partir de fluides chauds et métalliques rejetés par les sources hydrothermales le long des dorsales océaniques. Donc, les roches de cette zone se seraient formées en milieu chaud et sombre, peu propice à une vie photosynthétique.

Deuxième observation : la structure de ces fossiles est plus complexe que l’annonce Schopf. Les filaments observés par Brasier et son équipe sont plus longs et plus gros, présentant des formes de C, de J ou de L, souvent isolées. Caractéristiques jamais observées chez des cyanobactéries fossiles ou actuelles.

Troisième observation : les structures contiennent bien du C enrichi en 12C, mais il est minéral et non organique. Il pourrait provenir d’une réaction chimique, dite de Fischer-Tropsch[8], faisant intervenir l’hydrogène et le monoxyde de carbone (CO), gaz présents dans les fluides des sources hydrothermales.

Les mesures de spectrométrie Raman suggèrent la présence de graphite. Les alternances de zones sombres et de zones claires correspondant  à celles du graphite et du quartz, peuvent donner une allure particulière qui peut rappeler celle des cyanobactéries.

Toutefois, les conclusions de Brasier et ses collaborateurs ne sont pas entièrement convaincantes. Comment la réaction de Fischer-Tropsch peut-elle produire des macromolécules aussi complexes que les kérogènes (matière organique complexe, non soluble dans les solvants habituels) déposés dans des veines hydrothermales ?

En 2005, Frances Westall, travaillant au Centre de biophysique moléculaire du CNRS, à Orléans, apporte peut-être une explication intermédiaire. Elle a constaté que les diverses microstructures telles que biofilms, polymères, coques, filaments, bâtonnets, observés au microscope électronique, se trouvent tous dans des cherts prélevés à Pilbara, dans des zones avoisinant les veines hydrothermales de Schopf, mais jamais à l’intérieur de celles-ci.. Il semble donc que les cyanobactéries primitives vivaient, et ensuite se sont fossilisées, dans les sédiments au voisinage des veines hydrothermales. Celles-ci ont pu entraîner la matière organique des bactéries mortes ou fossilisées, contenant du C et donc enrichie en 12C et la déposer plus haut, formant ainsi les structures décelées par Schopf qui ne seraient en fait que des restes de matière organique bactérienne et non des fossiles de celles-ci.

En 2008, Earth and Planetary Science Lettersrapporte que Sylvie Derenne, directeur de recherche au CNRS et ses collègues ont analysé par pyrolyse[9] les traces de matière organique dans un chert de 3,5 Ga, de Warrawoona. Dans les différents éléments structuraux de la roche, ils ont décelés la présence d’une série d’hydrocarbures avec une prédominance des nombres impairs d’atomes de carbone par rapport aux nombres pairs. Cela indique l’existence d’une activité biologique dans la roche analysée. En effet, si la structure avait été d’origine inorganique, la distribution de la série d’hydrocarbure aurait été régulière.

Activité biologique, d’accord, mais de quelle nature ?

Dans cette roche, les chercheurs ont trouvé des composés contenant du soufre, ce qui traduirait la présence d’un type de bactéries sulfato-réductrices[10].

Afin d’affiner les données diverses sur les conditions environnementales qui sévissaient  durant l’Archéen ancien (climatiques, océaniques, géologiques et biologiques), quatre projets de forage dans les roches archéennes non altérées du craton de Pilbara, ont été élaborés. Il s’agit, en particulier, de rechercher les traces des premiers métabolismes microbiens et d’établir le lien avec l’évolution des compositions chimiques et isotopiques de l’atmosphère primitive et des premiers océans et continents. Ces quatre programmes sont :

  • Archean Biosphere Drilling Program (ABDP) entreprit par la PennsylvaniaStateUniversity sous la direction de Hiroshi Ohmoto  ;
  • Deep Time Drilling Project (DTDP) conduit par l’Université de Washington, sous la férule de Roger Buick ;
  • Pilbara Drilling Project (PDP), collaboration franco-australienne (IPGP/GSWA, comprenant d’une part Pascal Philippot et ses collègues de l’Institut du Globe de Paris (IPGP) et d’autre part Martin Van Kranendonk et ses associés de la Geological Survey of Western Australia (GSWA) ;
  • Dixon Island – Cleaverville Drilling Project (DXCL-DP) sous la conduite de Shoichi Kiyokawa et de Kosei Yamaguchi.

Hamersley_small

 Fig. 15 – Localisation des puits de forage ABDP et  DTDP

 

ABDP : durant les années 2003-2004, quatre forages de faible profondeur ont été réalisés dans une strate couvrant une période allant de 3,46 à 2,72 Ga. L’objectif était d’atteindre des sédiments contenant potentiellement de l’oxygène archéen.

Hiroshi Ohmoto et son équipe remettent le schéma standard décrit plus haut en question. Ils se basent sur l’analyse de dépôts de jaspe rencontrés lors des forages. Ces derniers ont montré que les couches de jaspe étaient associées à des évents hydrothermaux comme ceux que l’on rencontre le long des dorsales océaniques.

Le jaspe est une roche sédimentaire riche en Si (90 à 95%), souvent classé parmi les quartzs microcristallins. Il contient de l’hématite (Fe2O3), supposant une oxydation des roches exposées à l’air libre ou en eau peu profondes, alors que l’atmosphère était devenue riche en oxygène. Pourtant, les roches de Pilbara ont bien un âge de 3,46 Ga, donc nettement avant la Grande Oxygénation.

Un premier problème se pose lorsque les forages indiquent une trop grande épaisseur des couches de jaspe pour qu’il soit le produit d’une oxydation en surface. Une constatation actuelle montre que les composés riches en fer flottant à la surface des océans s’oxydent simplement sous l’action des UV et donc sans que l’eau et l’air soient nécessairement riches en oxygène. Un fois sédimentés au fond sous forme de petites particules, il suffit que ces oxydes soient chauffés par les évents hydrothermaux à plus de 1.000° C pour que de l’hématite se forme. Donc la grande épaisseur de la couche rencontrée peut s’expliquer par un processus continu de déposition des particules. Hypothèse à démontrer !

Une observation au microscope électronique permet de se départager entre petits grains d’hématite ou grands cristaux ayant précipités dans un milieu riche en oxygène. Consternation, c’est la deuxième hypothèse qui l’emporte ! Qu’est ce que cela implique ? Les roches ayant bien 3,46 Ga, elles ont dû se former à partir de fluides chauds riches en fer au contact de l’eau de mer chargée d’oxygène, et ce à grande profondeur.

En conclusion, on peut avancer que les océans étaient riches en oxygène et peut-être même saturés, ce qui entraîne un dégazage important et un accroissement de la teneur en oxygène de l’atmosphère il y a 3,46 Ga. Le processus de photosynthèse serait donc plus ancien que ce que l’on pensait jusqu’à présent, ce qui colle avec la découverte de stromatolites dans le système de Pilbara, datés de 3,5 Ga.

DTDP : ce projet consista, en 2004, en trois forages, dont deux en collaboration avec le ABDP. Il comprenait la participation du Geological Survey of Western Australia, du Randolph Resources, de l’Hamersley Iron, du SIPA Resources International, et de l’University of Western Australia.

Les forages ont été financés par le NASA Astrobiology Institute dans le cadre du Programme de forage astrobiologie.

Ces puits sont descendus respectivement à :

  • 1.000 mètres dans l’Hamersley inférieur – Groupe Fortescue supérieur (~ 2,47 – 2,70 Ga) à la limite de l’Archéen et du Protérozoïque. Le but était d’échantillonner les gisements de fer rubanés, les schistes bitumineux, les carbonates de bassin, les cherts de hauts-fonds et clastiques, et plusieurs horizons d’impacts météoritiques ;
  • 500 mètres dans le Warrawoora et le Groupe Coonterunah supérieur (~ 3,45 à 3,52 Ga), au travers de la discordance stratigraphique la plus ancienne. Le but était d’échantillonner les basaltes en pillow, les cherts tufacés, les carbonates évaporitiques, les grès à quartz et bitumineux ;
  • 300 mètres dans la Formation de Tumbana (~ 2,71 Ga). L’échantillonnage consistait à ramener des tufs à lapilli et des carbonates stromatolitiques.

Toutes les précautions furent prises afin d’éviter toute contamination pouvant fausser les résultats : non utilisation de lubrifiants organiques, conditionnement sous pression de gaz inerte des échantillons, etc.

Les résultats attendus de ces campagnes de forage sont :

  • confirmation de la nature archéenne des molécules d’hydrocarbures, marqueurs biogènes, cités comme étant des preuves d’une existence précoce d’organisme eucaryotes ;
  • confirmation d’une discordance entre le Warrawoora et le Groupe Coonterunah ;
  • influence des gaz à effet de serre sur la composition de l’atmosphère durant la période de faible luminosité solaire ;
  • un inventaire biogéochimique du système atmosphère-océan peu avant la glaciation et la grande oxygénation du Paléoprotérozoïque.

       

PDP : l’intitulé du projet est le suivant : Recherche et caractérisation de traces d’activité de microorganismes dans des échantillons de roches archéennes non altérées.

Deux sondages ont été réalisés en 2004 : forages dans la Formation Dresser à North Pole – DPD1 (3.525 Ga) et Tumbiana à Meentheena  – DPD2 (2.72 Ga), en Australie Occidentale

Les questions importantes posées concernent :

1)        l’origine et les conditions de formation des dépôts ;

2)        la composition et la température des fluides hydrothermaux et de la mer archéenne, ainsi que l’origine du matériel carbonaté (biogène ou chimique) ;

3)        l’importance des stromatolites et des microfossiles possibles ;

4)        caractérisation du métabolisme des écosystèmes microbiologiques anciens (méthanotrophes, sulfatoréducteurs, photosynthétiseurs ?) et leur impact sur les environnements et l’atmosphère de la Terre primitive ;

5)        la réduction et l’évolution chimique de l’atmosphère primitive ;

6)        l’étude de la diversité biologique en association avec les fluides de forage, et des parties centrale et externe des carottes en fonction d’une éventuelle contamination microbienne.

PDP a permit de forer à une profondeur de 150 m sous la surface et de récolter des échantillons dans la Formation de Dresser, en s’affranchissant des problèmes d’altération des pyrites et de contamination du site par la nappe phréatique.

Il existait un consensus parmi les géophysiciens que les résultats de l’équipe de Pascal Philippot remettent en question. En effet, on pensait qu’il y a 3,5 Ga, certaines des bactéries primitives tiraient leur énergie de la réduction des sulfates, comme elles le font aujourd’hui aux abords des sources hydrothermales au fond des océans. En mesurant les proportions d’isotopes des composés soufrés dans les roches des sites prospectés, les chercheurs concluent que ces anciennes bactéries tiraient leur énergie non pas du sulfate mais du soufre élémentaire. Ce métabolisme (disproportionation) est un métabolisme rudimentaire encore peu connu. L’utilisation du soufre plutôt que du sulfate, composé oxydé, renforce la thèse selon laquelle l’environnement de la Terre primitive était pauvre en oxygène.

On admettait, jusqu’à présent, que la sulfato-réduction était l’un des métabolismes bactériens les plus primitifs. Dans les cherts de Warrawoona, vieilles de 3,5 Ga, les scientifiques avaient décelé la présence de bactéries sulfato-réductrices. Ce type de métabolisme, nous l’avons vu, est fréquent  aux abords des sources hydrothermales océaniques. Les bactéries utilisent de préférence l’isotope 32S, plutôt que 34S plus lourd. Il s’ensuit un déficit en 34S des produits soufrés, qui sont intégrés dans les processus géologiques sous forme de pyrites. C’est sur ce déficit, témoin de l’activité microbienne, que se basent les chercheurs pour pister les premières traces de vie sur notre planète.

D’autres métabolismes microbiens peuvent expliquer la présence de pyrites appauvries en 34S dans les roches. C’est ce que Philippot et son équipe ont remarqué. Dans ce genre de recherche, il est important d’examiner le fractionnement entre les différents isotopes du soufre (32S, 33S et 34S).

Dans l’environnement naturel, les fractionnements isotopiques (microbien ou inorganique) dépendent uniquement de la différence de masse entre les isotopes d’un même élément. Pour le soufre, le fractionnement entre 33S et 32S est 0,5 fois celle du 34S par rapport au 32S. Certains processus ne respectent pas cette loi dite de « fractionnement dépendant de la masse ».

Notamment le rayonnement ultraviolet solaire qui, dans l’atmosphère, dissocie des molécules de gaz volcanique (SO2) pour former des molécules de soufre élémentaire (SO) caractérisées par une anomalie des rapports isotopiques positive (anomalie ∆33S) et de sulfate montrant une anomalie ∆33S négative. Les composés issus de la photolyse des gaz volcaniques sont ensuite intégrés dans les processus géologiques sous forme de sulfures (∆33S positive) et sulfates (∆33S négative). Ces anomalies sont préservées dans les roches, elles représentent des marqueurs importants des sources de soufre impliqués dans les métabolismes microbiens.

Or, la grande majorité des pyrites australiennes appauvries en 34S présentent une anomalie Δ33S positive. Ces pyrites sont incluses dans un sulfate de baryum (BaSO4), la barytine. Dans ce cas, ce sulfate montre une anomalie Δ33S négative, différente de la pyrite en inclusion. On en déduit que les micros pyrites ne peuvent pas avoir été formées à partir de sulfate. P. Philippot et ses collègues interprètent cette combinaison de déficit en 34S et de d’anomalie positive en Δ33S comme la preuve de l’existence de microorganismes qui transforment le soufre élémentaire en dihydrogène de soufre (SO2) et en sulfate (x(SO4)). C’est ce qu’ils nomment « disproportionation« . Ce métabolisme rudimentaire qui a pu s’adapter aux conditions inhospitalières qui devaient exister sur la jeune Terre. Cela suggère que la disproportionation de soufre élémentaire est probablement un des métabolismes les plus anciens dans l’arbre de vie. Ces travaux indiquent également que les conditions à la surface de la Terre avant 2,5 milliards d’années étaient très certainement réductrices, avec l’absence d’une enveloppe atmosphérique riche en oxygène.

Différentes formes de vie se retrouvent dans les sondages PDP (fig. 16):

  • Cherts noirs, riches en matière organique interprétée comme d’anciennes cyanobactéries ;
  • Stromatolites que l’on rencontre dans des niveaux de cherts. Ceux de la Formation Dresser sont les plus vieux actuellement découverts (3,49 Ga) ;
  • sphérules de type Humiospora et filaments interprétés comme des organismes alguaires unicellulaires (cyanobactéries) attribuées au genre Guntfinia

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Fig. 16 – Synthèse du forage PDP

DXCL-DP : ce projet permet de combler l’hiatus stratigraphique observées dans les échantillons des forages ABDP et DTDP. Il représente l’Archéen moyen, soit la période située entre 3,5 Ga et 2,9 Ga.

L’objectif principal de DXCL-DP est de comprendre la nature de l’environnement marin de cette époque, influencé par l’activité hydrothermale, à travers l’analyse de carottes de forage. Pour atteindre celui-ci, les études reposaient sur :

  • l’analyse détaillée de la stratigraphie de la section des puits de forage ;
  • l’analyse géochimique inorganique de roches sédimentaires ;
  • l’analyse géochimique organique des roches sédimentaires carbonatées ;
  • l’étude des microfossiles potentiels ;
  • l’étude géochimique des éléments soufrés dans les roches sédimentaires ;
  • l’étude du paléomagnétisme dans les échantillons carottés.

Le site choisi est la zone de Clearville-Dixon Island, le long de la côte bordant le craton de Pilbara. Le Groupe de Clearville, qui l’occupe, daté de 3,2 Ga, montre une stratigraphe représentée par la figure 17.

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Fig. 17 – Colonne stratigraphique du Groupe de Clearville.

Les noms de « Snapper Beach » et de « Dixon Island » sont provisoires.

(modifié selon Kiyokawa et al., 2006)

Deux forages distants de 60 m (CL1 et CL2) ont été effectués pour étudier les étages inférieurs de la Formation « Snapper Beach », dans la partie la plus au nord de la zone. Un troisième puit (DX) a été réalisé pour atteindre les étages supérieurs de la Formation « Dixon Island », plus au sud.

Ces trois forages furent un succès. Ils permirent d’affiner la stratigraphie des deux Formation étudiées.

CL1 et CL2 consistent principalement en schistes noirs massifs riches en traces organiques, finement entrelardés de grès.

DX montre de très fines laminations de schistes noirs avec des veines de pyrite et des basaltes en pillow altérées.

IV.     CONCLUSIONS PROVISOIRES

Bien que la controverse soit vive, ces différentes études confortent néanmoins que la vie existait sur notre planète il y a 3,5Ga. Dans un prochain article, nous poursuivrons nos investigations sur le continent africain et dans l’hémisphère nord. Nous en tirerons alors des conclusions plus détaillées.

 

V.     BIBLIOGRAPHIE ET SOURCES

  • Hofmann H.J.Palaeoproterozoic Dubiofossils from India Revisited – Vindhyan Triploblastic Animal Burrows or Pseudofossils ?, in J. of the Palaeont. Soc. Of India, Golden Jubilee Vol., 50 (2), Dec. 2005, pp. 113-120.
  • Kumar S., Srivastava P. – Microfossils from the Kheinjua Formation, Mesoproterozoic Semri Group, Newari area, central India, in Precambrian Reseach, Vol. 74, Issues 1-2, June 1995, pp. 91-117  
  • Ray J. S. – Age of the Vindhyan Supergroup : A review of recent findings, in J. Earth Syst. Sci. 115, N° 1, feb. 2006, pp. 149-160.
  • Sarkar S., Banerjee S., Samanta P., Jeevankumar S.Microbial mat-induced sedimentary structures in siliciclastic sediments: Exemple from the 1.6 Ga Chorbat Sandstone, Vindhyan Supergroup, M.P., India, in J. Earth Syst. Sci. 115, N° 1, February 2006, pp. 49-60.
  • Seilacher A., Bose P.K., Pflüger F.Triploblastic Animals More Than 1 Billion Years Ago: Trace Fossil Evidence from India, in Science 1998 282: pp. 80-83
  •  Sharma M., Shukla Y.The evolution and distribution of life in the Precambrian eon-Global perspective and the Indian record , in Journal of Biosciences, Vol. 34, Nr 5, nov. 2009.
  • Sitholey R.V., Srivastava P.N., Varma C.P.Microfossils from the Upper Vindhyans,with a Discussion on the Age of the Vindhyans in the Light of Plant-Fossil Discoveries, in Proc. Nat. inst. Sci. India, Vol. XIX, N° 2, pp. 195-202.
  • Yamaguchi K.E., & alt. – Clues of Early Life: Dixon Island – Cleaverville Drilling Project (DXCL-DP) in the Pilbara Craton of Western Austalia, in Sc. Dril., N° 7, march 2009, pp. 34-37.

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 Fig. 18 & 19 – Agrégations de quelques cellules observé dans une section des schistes deVindhyan

(photos tirées de l’article de Sitholey R.V., Srivastava P.N., Varma C.P.)

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[1] Acritarche : organisme microscopique de classification incertaine conservé à l’état de matière organique surtout dans les roches siliceuses. Leur forme est généralement celle d’une sphère hérissée d’ épines fourchues. On les trouvent dans les sédiments marins et pélagiques.

[2] Perminéralisation : il s’agit d’une transformation de la matière organique en une substance minérale, une transformation qui doit se faire très tôt, immédiatement après la mort de l’organisme, et qui produit une réplique en 3-D des parties molles. Ainsi, la phosphatisation des parties molles conserve les moindres détails de ces parties. La silicification (transformation en silice) du bois est un autre bon exemple.

[3] Trapp : empilement de coulées de lave régulières et horizontales (coulées stratoïdes), épaisses de 5 à 15 m (parfois 100 m), sur des surfaces atteignant plusieurs milliers de Km², avec une épaisseur totale de 2.000 à 3.000 m.

[4] Arénacé : s’applique aux roches sédimentaires de la classe des arénites. Arénite : roche sédimentaire détritique meuble ou consolidée dont les éléments ont des dimensions comprises entre 1/16 mm (62,5 µm) et 2 mm.

[5] Cyanophycées : algues primitives, souvent considérées comme un groupe particulier, le plus souvent filamenteuses, surtout d’eaux douces mais aussi marines, pouvant former des incrustations calcaires de formes diverses.

[6] Triploblastique : se dit des espèces animales dont l’embryons présente trois feuillets, ectoblaste, endoblaste et mésoblaste. Ces animaux constituent déjà une forme avancée dans l’évolution.

[7] Cette information est un extrait du BE Espagne numéro 24 du 9/12/2003 rédigé par l’Ambassade de France en Espagne. Les Bulletins Electroniques (BE) sont un service ADIT et sont accessibles …

[8] Réaction Fischer-Tropsch : réaction chimique où intervient la catalyse de CO et d’H qui les convertir en hydrocarbure.

[9] Pyrolyse : décomposition thermique de matières organiques en l’absence d’oxygène ou en atmosphère pauvre en oxygène.

[10] Les bactéries sulfato-réductrices sont des bactéries anaérobies ; ce sont les sulfates qui remplacent l’oxygène pour la respiration cellulaire.

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LES ROCHES METAMORPHIQUES

      I.     Les roches cristallophylliennes ou métamorphiques

 Les roches métamorphiques se forment par transformation à l’état solide de roches préexistantes sédimentaires, magmatiques, ou déjà métamorphiques, à la suite de changements physico-chimiques du milieu où elles se trouvent, sous l’influence de facteurs endogènes, à savoir :

–           les hautes pressions ;

–           les tensions élevées ;

–           la haute température

–           et éventuellement l’apport de solutions alcalines chaudes.

Elles se distinguent des deux autres familles de roches par des caractères minéralogiques et structuraux dus à une recristallisation avec ou sans apport magmatique et dans lesquelles se sont formés de nouveaux minéraux, sous l’influence de divers facteurs auxquelles elles ont été soumises dans la profondeur de l’écorce terrestre

Les roches métamorphiques sont caractérisées par leur cristallinité qui rappelle celle des roches magmatiques et leur structure zonaire ou foliation qui rappelle la stratification des roches sédimentaires.

La structure zonaire ou foliation est marquée par l’alternance de minces couches de composition minéralogiques différente, par exemple des couches quartzo-feldspathiques, alternant avec des couches micacées (gneiss).

On pense que la foliation de roches plus fortement recristallisées résulte de déformations internes très considérables comparables à un laminage que ces roches ont subi par suite de tensions tectoniques régnant dans l’écorce terrestre.

Les roches métamorphiques montrent souvent d’ailleurs des plissements résultant de cette même déformation.

Les roches métamorphiques sont des roches cristallines, comme les roches éruptives, mais dont les éléments sont disposés en lits comme des roches sédimentaires. Les types principaux de ces roches sont le micaschiste et le gneiss.

Le micaschiste est une roche finement feuilletée qui se débite en lamelles très minces. Elle est formée de quartz et de mica.

Le gneiss est une roche grenue qui a la même composition que le granite, mais alors que les cristaux du granite sont disposés dans un ordre quelconque, ceux du gneiss sont orientés ; les paillettes de mica en particulier, sont concentrées en lits donnant à la roche une cassure gris clair zébrée de bandes sombres tout à fait caractéristiques.

On a cru longtemps que les roches cristallophylliennes représentaient les premiers sédiments formés à la surface du globe. On les considérait alors comme immédiatement postérieures au « granite fondamental » et les classait automatiquement dans l’Archéen le plus ancien des terrains sédimentaires connus. Cette théorie est aujourd’hui complètement abandonnée. De même qu’il a été établi qu’il existe des roches éruptives de tous âges, il y a des roches métamorphiques de tous âges. En outre, ces roches ne sont pas sédimentaires mais résultent de la transformation d’autres roches sédimentaires ou éruptives sous l’action de phénomènes chimiques, thermique ou mécaniques.

Les roches qui résultent de la transformation des roches sédimentaires sont dites paramétamorphiques. Dans les grands bassins de sédimentation marine, les géosynclinaux, s’accumulent des épaisseurs énormes de matériaux, argileux en particulier. Sous l’effet du poids de ces matériaux, la croûte terrestre se déprime de plus en plus vers le bas au fur et à mesure de leur accumulation : ainsi, ces derniers se trouvent d’abord comprimés, puis finalement portés à de très hautes températures et soumis à l’action chimique d’agents minéralisateurs.

Pratiquement, il existe tous les intermédiaires entre une argile non schisteuse et un micaschiste, ainsi les schistes ardoisiers sont simplement une forme d’argile à métamorphisme peu accentué.

Les roches cristallophyliennes qui résultent de la transformation de roches éruptives sont dites orthométamorphiques. Ces dernières se produisent quant des roches éruptives consolidées sont portées postérieurement à leur éruption, à de grandes profondeurs par suite des mouvements de l’écorce terrestre, puis soumises à des actions thermiques puissantes ou même à de nouvelles actions chimiques.

Enfin, il existe une autre catégorie de roches métamorphiques, les roches écrasées sous l’action de pressions considérables que subissent certaines parties de la croûte terrestre au cours de la formation des chaînes de montagnes, certaines roches sont broyées, laminées ; grâce à ces phénomènes de dynamo-métamorphisme, des granites peuvent prendre un aspect qui à l’œil, est très voisin de celui d’un gneiss produit par un métamorphisme général suivant le processus indiqué précédemment.

 

   II.     COMPOSITION MINERALOGIQUE

 1.     Principaux minéraux des roches métamorphiques

 Provenant de la transformation de roches sédimentaires et de roches magmatiques, les roches métamorphiques présentent  des associations de minéraux participant des unes et des autres.

On y trouve :

–        les minéraux essentiels des roches magmatiques :

• du quartz (SiO2)

• des feldspaths (orthose, microcline, plagioclases)

• des micas (muscovite, biotite, phlogopite)

• des amphiboles

• des pyroxènes

• des péridots (olivine)

–        des minéraux propres aux roches sédimentaires :

• la calcite

• la dolomie

• la silice

• les oxydes de fer

• le carbone

–        des minéraux communs aux roches endogènes et exogènes :

–       les uns très stables, appelés minéraux accessoires :

• sphène

• topaze

• zircon

• tourmaline

• corindon

–        les autres, rencontrés lors de l’altération des roches magmatiques, mais pouvant exister à l’état primaire dans les roches métamorphiques :

• chlorite

• séricite

• épidote

• zoïsite

• saussurite

• amiante

• talc

• serpentine

–        des espèces minérales apparues lors du métamorphisme qui permettent de repérer les conditions de transformation :

• andalousite

• sillimanite

• disthène

• cordiérite

• staurotide

dans les roches silicatées et argileuses

• grenat

• dipyre

• wollastonite

• forstérite

dans les roches siliceuses, calcaires et magnésiennes.

 

 III.     COMPOSITION CHIMIQUE

 La composition chimique des roches métamorphiques varie entre des limites aussi larges que celles des roches sédimentaires dont elles proviennent. On y trouve :

–        des roches purement siliceuses → les quartzites

–        des roches purement calcaires → les marbres

Les roches magmatiques peuvent également donner naissance à des roches métamorphiques dont la composition globale est assez voisine de celle de l’argile ou de la marne.

Parfois, il y a apport d’alcalis qui transforme un micaschiste en un gneiss. Cette feldspathisation des roches est appelée migmatisation (du grec, migma = mélange).

La migmatisation a pour effet de rapprocher la composition chimique des schistes cristallins de celle des granites.

 Les fluides interstitiels jouent également un rôle important dans le métamorphisme, car :

  • ils sont un vecteur de chaleur ;
  • ils sont un vecteur de matière ;
  • ils diminuent le point de fusion des roches qui peuvent atteindre plus tôt l’état fondu (anatexie).

Ainsi, dans la réaction, (muscovite + quartz → feldspath potassique + andalousite + H2O), on constate une déshydratation de la roche lors de la recristallisation de ses éléments minéraux.

 

  IV.      STRUCRURE ET TEXTURE DES ROCHES METAMORPHIQUES

 1.        Structure

Rappelons que la formation et l’accroissement des minéraux  d’une roche métamorphique ont lieu en milieu solide. Les minéraux néoformés remplacent graduellement ceux qui constituaient la roche initiale avant que soient atteintes les conditions de pression et de température provoquant l’instabilité de l’association minérale originelle et le début des réactions métamorphiques.

Les structures des roches métamorphiques sont donc le fruit de la « germination »  de nouveaux cristaux, d’où le nom de structures cristalloblastiques (du grec blastein, bourgeonner) que leur a donné Becke en 1903.

A la différence des roches magmatiques, où la cristallisation se produit dans un ordre bien défini et durant un temps relativement long, dans les roches métamorphiques, la croissance des différents minéraux qui constituent l’association minéralogique stable dans les nouvelles conditions T/P, se fait simultanément.

Parmi les structures cristalloblastiques on a défini :

  •  La structure granoblastique (du latin granum, grain) : elle est assez semblable à la structure grenue holocristalline des roches magmatiques. Dans leur ensemble, les minéraux sont de taille voisine et sans orientation préférentielle. Elle caractérise les cornéennes, roches du métamorphisme de contact.

Fig. 1 –  Structure granoblastique.

Vue en lame mince, en lumière polarisée analysée – fp : feldspath potassique (microcline) – mi : mica – pl : plagioclase – q : quartz (d’après Jung).

  •  La structure diablastique (du grec dia, à travers) : lorsque les cristaux des différents minéraux s’interpénètrent irrégulièrement, on parle d’une structure diablastique.
  •  La structure myrmékitique (du grec murmêkitês, qui porte des traces de fourmi) : voisine de la précédente, elle consiste en petits cristaux de feldspaths (plagioclase) contenant de fins vermicules de quartz à disposition buissonnante. On la rencontre surtout dans les roches gneissiques et dans les roches magmatiques granitoïdes.

Fig. 2 – Structure myrmékitique

Vue en lame mince en lumière polarisée analysée. Au centre, vermicules de quartz (clairs) dans un feldspath (en noir) – pl : plagioclase – q : quartz (d’après photographie in M. Roubault).

  •  La structure lépidoblastique (du grec lepidos, écaille) : caractérise les roches formées par des cristaux lamellaires (micas, chlorite) en quantité notable, disposées parallèlement les uns aux autres et dont la direction générale est celle du plan de schistosité ou de foliation.

Fig. 3 – Structure lépidoblastique

Vue en lame mince. Mib : mica blanc – min : mica noir (d’après J. Jung).

  •  La structure nématoblastique (du grec nematos, fil) : s’applique aux roches montrant des minéraux en aiguilles, cristaux aciculaires sensiblement parallèles entre eux. Ce type de structure, comme la précédente se rencontrent fréquemment dans les roches du métamorphisme régional.
  •  La structure kélyphytique (du grec keluphos, écorce) : est déterminée par le développement d’un minéral ou d’un agrégat de minéraux à la périphérie des cristaux d’une autre espèces minéralogique ; qui est ainsi partiellement remplacée. Cette kélyphitisation affecte des pyroxènes, amphiboles, spinelles et surtout grenats.
  • La structure porphyroblastique (du grec porphyra, pourpre) : analogue par son aspect à la structure porphyrique des roches magmatiques, c’est-à-dire que des porphyroblastes ou phénoblastes (équivalent pour les roches métamorphiques des phénocristaux) sont enchâssés dans une matrice de cristaux plus fins.

Fig. 4 – Structure porphyroblastique

Chlorito-schiste vu en lame mince. Am : porphyroblaste d’amphibole (actinote) – ch : chlorite donnant un feutrage lépidoblastique – q : quartz (d’après J. Jung).

  •  La structure poeciloblaste (du grec poikilos, varié) : dans ce type de structure, les phénoblastes contiennent des inclusions de cristaux plus petits.

Fig. 5 – Structure poecilitique

Dolérite vue en lame mince en lumière polarisée analysée – pl : plagioclase – pr : pyroxène (augite) (d’après J. Jung).

  •  La structure hélicitique : même structure que la précédente mais dans laquelle les phénoblastes ont subit une rotation progressive durant leur croissance, provoquent des traînées d’inclusions aux lignes sinueuses.

Fig. 6 – Structure hélicitique

Vue en lame mince d’un michaschiste – fp : feldspath potassique rare – gr : grenat hélicitique (inclusion en noir) – mi : mica – q : quartz (d’après J. Jung).

 

2.        Texture

 Les textures des roches métamorphiques sont déterminées par la disposition de l’ensemble des minéraux qui les composent. Lorsque l’on examine un échantillon d’une roche métamorphique on remarque en général une orientation des différents minéraux selon une disposition en feuillets (cristallophyllien).

Le métamorphisme de contact ne produit pas de textures particulières car les minéraux, souvent de grain fin, n’ont pas d’orientation préférentielle, et l’association minéralogique est habituellement uniforme, sans concentration de minéraux particuliers dans des niveaux distincts. La seule exception est :

  •  La texture tachetée  de certains argiloschistes et phyllades, métamorphisés ultérieurement par une légère augmentation de température  produite par une intrusion magmatique qui a induit les premières réactions métamorphiques en quelques endroits seulement de la roche qui se distinguent par de petites taches de couleurs différentes.

 Les roches soumises au métamorphise régional présentent, quand à elles, des textures caractéristiques provoquées essentiellement par la pression orientée d’origine tectonique. On peut distinguer :

  •  La texture schisteuse qui est la plus fréquente. Elle est déterminée par un feuilletage plus ou moins serré (plans de schistosité) dû à des contraintes tectoniques. Emile Haug donne la définition suivante de la schistosité (de schizein, diviser) : « la division des roches en feuillets minces suivant des plans qui ne coïncident pas avec les plans de stratification ». La schistosité se développe d’autant mieux que les grains sont plus fins. A ne pas confondre avec la texture tabulaire qui affecte certaines roches magmatiques.

Fig. 7 – Texture schisteuse

Vue en lame mince d’un schiste, montrant des lits très minces à séricite et chlorite et petits grains détritiques ; la schistosité marquée par l’orientation des minéraux micacés, est légèrement replissée (d’après J. Jung).

  •  La texture cataclastique (du grec klastein, briser)caractérise de nombreux gneiss. Elle consiste en la fracturation des grains cristallins produite par des déformations tectoniques ultérieures.
  •  La texture linéaire s’applique lorsque les roches sont presque entièrement formées de minéraux tous allongés suivant une même direction, parallèlement à leur grand axe (cas des amphibolites).
  •  La texture foliée. La foliation s’applique uniquement aux roches crystallophyliennes. Rappelons qu’elle consiste en la séparation des minéraux en deux groupes qui forment des bandes alternantes parallèles.
  •  La texture gneissique est caractéristique des gneiss, où elle se traduit par une alternance de niveaux biotitique (micas) et de niveaux quartzo-feldsphatiques.

Fig. 8 – Texture gneissique

Vue en lame mince d’un gneiss fin – fp : feldspath potassique – mi : micas blancs et noirs – q : quartz granoblastique (d’après J. Jung).

  •  La texture oeillée, lorsque certains minéraux, ou groupements de minéraux (quartz, feldspaths, grenats) forment des nodules alignés, généralement clairs, pouvant atteindre 1 à 5 cm de diamètre (gneiss oeillé). Si les nodules s’allongent en amande on parle de texture amygdalaire ou glandulaire.

Fig. 9 – Texture oeillée

Echantillon d’un gneiss oeillé : foliation marquée par d’abondants micas noirs, et yeux blancs quartzo-feldspathiques.

  •  La texture migmatitique. Sous cette forme on peut réunir les principales caractéristiques macroscopiques d’un groupe de roches, les migmatites, constituées d’un matériel granitoïde et d’un matériel métamorphique sous des formes diverses.
  •  La texture rhéomorphique est assez fréquente dans les migmatites et dans d’autres roches formées à haute température. Elle est caractérisée par la déformation en petits plis serrés et irréguliers de bandes de composition minéralogiques différentes.

Fig. 10 – Texture rhéomorphique

Coupe polie de migmatite caractérisée par l’aspect fluidal des replis affectant les lits de granitoïde et due à un début de fusion des roches (D. Fernandez).

    V.     CLASSIFICATION

La classification des roches métamorphiques est très complexe car leur aspect et leur constitution sont étroitement tributaires de deux facteurs très importants :

–        la nature de la roche transformée dont il faut tenir compte des caractéristiques ;

–        la situation de la roche dans une série métamorphisée qui présente différents degrés définis par les conditions de température et de pression.

1.     Classification selon les faciès minéraux

 Un faciès minéral est défini par l’association de certains minéraux (la paragenèse) caractérisant le chimisme d’une roche et le degré de métamorphisme qu’elle a subi. Les mêmes associations minérales correspondant aux mêmes états d’équilibre se retrouveront dans des conditions analogues. C’est en partant de ces données physico-chimiques que le pétrographe finlandais P. Eskola a définit la notion de faciès minéral (1921).

La classification actuellement en vigueur, basée sur les travaux de P. Eskola, est la classification en faciès métamorphiques. L’étude expérimentale a permis de délimiter plus ou moins bien les champs de T et P où un minéral est stable, et de déterminer, lorsque T et/ou P varient, les réactions chimiques, avec apparition de nouveaux minéraux.. La figure ci-dessous (fig. 11) reprend ces différents champs.

Fig. 11 – Champs des principaux faciès minéraux du métamorphisme

On fait une distinction entre les faciès rencontrés dans les roches du métamorphisme de contact et les roches du métamorphisme régional.

1.     Faciès des roches du métamorphisme de contact

Les roches du métamorphisme de contact ont une structure granoblastique et sont privées de schistosité. Elles sont généralement très dures et à grain fin. Les espèces minéralogiques stables sont absentes ou très rares. En effet, le facteur principal de ce type de métamorphisme est l’augmentation de température qui provoque un déséquilibre des minéraux.

Pour ces roches, on distingue 4 faciès métamorphiques correspondant à la température de leur formation.

  • Faciès des cornéennes à albite et épidote (300-500° C) : ce faciès est typique des zones extérieures des auréoles de contact. Par suite des faibles températures auxquelles elles sont soumises, les roches ne recristallisent pas complètement et conservent des minéraux reliques, instables, présents dans la roche avant métamorphisme.
  • Faciès des cornéennes à hornblende (500-670° C) : se formant à des températures plus élevées, ce faciès se rencontre plus près du contact avec la roche intrusive.
  • Faciès des cornéennes à pyroxène (670-775° C) : on le rencontre dans les zones les plus proches du contact. Les roches sont complètement recristallisées.
  • Faciès des sanidites (775-900° C), avec feldspaths sanidine et albite : les roches appartenant à ce faciès se rencontrent très rarement, au contact avec des roches intrusives basiques de très haute température ou dans des xénolites contenus dans les laves.

2.     Faciès des roches du métamorphisme régional

Les roches du métamorphisme régional sont caractérisées par leur texture schisteuse, anisotrope, due à l’influence des pressions orientées. Présentant une grande variété, leur classement est malaisé. Basée sur les faciès métamorphique d’Eskola, elle groupe les roches, quelles que soient leur origine et leur composition chimique, en différents faciès caractérisés par des associations minérales reconnaissable au microscope et formées dans des conditions particulières de T et P. On distingue :

  • Faciès à zéolites : les roches présentant ce faciès sont le produit de réactions métamorphiques ayant lieu à des températures d’environ 300° C et à des pressions voisines de 3.000 bars avec formation de différents minéraux où prédominent les zéolites. Ce faciès représente une transition entre la diagenèse des sédiments et le métamorphisme.
  • Faciès à pehnite et à pumpelyite : ce formant à des températures légèrement supérieures à celles du faciès précédents, les zéolites ne sont plus stables et se recombinent pour former un minéral hydraté (pumpellyite), accompagné de quartz, d’albite et parfois d’épidote.
  • Faciès des schistes verts : à des températures supérieures à 400° C, les minéraux des roches des faciès précédents ne sont plus stables et se décomposent en prenant part à des réactions métamorphiques. Les schistes verts sont caractérisés par la présence de minéraux de couleur verte tels que l’épidote, l’actinote, le chlorite.
  • Faciès des schistes à glaucophane – lawsonite : les températures régnant durant la formation des schistes à glaucophane sont inférieures ou semblables à celles donnant naissance aux schistes verts (300-500° C). Lorsque les pressions s’élèvent (10.000 bars), apparaît la jadéite associée au quartz.
  • Faciès des amphibolites : les conditions de formation correspondent à des températures de 500-750° C et des pressions de 4.000-7.000 bars. Ce faciès est caractérisé par la présence d’hornblende verte, avec épidote et albite dans le bas de la zone ou avec plagioclase plus basique dans la zone supérieure. Les micas sont stables et c’est la zone de P-T où se situe le point triple des silicates d’alumine (andalousite, sillimanite, disthène) (voir fig. 11). Les roches caractéristiques sont les amphibolites, les gneiss, les micaschistes, certains marbres.
  • Faciès des granulites : les granulites se forment à des températures et pressions très élevées (750-1.000° C et 4.000-12.000 bars), atteignant le domaine de l’anatexie. Ce faciès se caractérise par la disparition des micas (biotite et muscovite) en présence de quartz, avec orthopyroxène, plagioclase basique et grenat.
  • Faciès des éclogites : les éclogites se forment à des températures élevées (700-900° C) et des pressions très fortes (13.000-15.000 bars), par conséquent à de grandes profondeurs (40 à 60 Km). Les gabbros et basaltes se transforment en une roche à clinopyroxène sodique (omphacite) et grenat almandin (pyrope).

Fig. 12 – Droite d’équilibre de réactions expérimentales antre quelques minéraux du métamorphisme.

Par exemple : la transformation albite → jadéite + quartz se produit vers 200° C lorsque P passe de 9 à 10 kbars – Le point P est le point triple, situé très approximativement, des silicates d’alumine (andalousite, disthène, sillimanite) – st : staurotide, avec son champ de stabilité (en pointillés) limité par les courbes d’apparition st+ et de disparition st- lorsque T augmente

2.     Classification selon les zones et les isogrades du métamorphisme

 C’est en 1833, en Ecosse, que G. Barrow mit en évidence, pour la première fois, différentes zones de métamorphisme correspondant à des intensités différentes de métamorphisme. Il définit chacune de ces zones par un minéral caractéristique ou minéral-index qui donne le degré de métamorphisme des roches qui le contiennent. C’est ainsi, que Barrow établit une première échelle relative des degrés de métamorphise, en distinguant six zones. En 1904, Grübenmann ramena le nombre de zones à trois et J. Jung en ajouta une dans les années 30.

Donc, en liaison avec les faciès minéraux, une zone correspond à un volume de terrain présentant un certain degré de métamorphisme. Les limites de celle-ci représentées sur la carte géologique sont des isogrades (courbes de même degré).

Actuellement, on distingue, lors de la zonéographie (reconnaissance et représentation des zones) :

  • L’anchizone forme la transition entre la diagenèse et le métamorphisme net, pour T = 100 à 200° C et P = 1kbar. Présence constante de chlorite, d’illite bien cristallisée et parfois de pyrophyllite.
  •  L’épizone, ou zone supérieure, caractérisée par des températures et des pressions lithostatiques basses et des pressions orientées fortes. Correspond à un métamorphisme faible. Roches riches en minéraux hydroxydés (mica blanc, talc, chlorite, épidote, actinote). Limite supérieure vers T = 500° C définie par l’isograde « biotite ». Se rattache au faciès à zéolithes.
  •  La mésozone, ou zone intermédiaire caractérisée par des températures plus élevées que dans la zone précédente. Correspond à un métamorphisme moyen. Minéraux-index : biotite et muscovite, hornblende, staurotide, oligoclase, disthène, grenat almandin… C’est la zone des micaschistes et des gneiss à deux micas. Limite supérieure vers T = 650° C, définie par l’isograde « sillimanite + feldspath potassique ». Se rattache au faciès à amphibolites.
  •  La catazone, ou zone inférieure, la température est encore plus élevée, la pression lithostatique forte et les pressions orientées négligeables. Correspond à un métamorphisme élevé. Minéraux-index : feldspath potassique, sillimanite, plagioclase basique, pyroxène, grenat. C’est la zone des gneiss à sillimanite et biotite. Se rattache au faciès des granulites et des éclogites. Limite supérieure au-delà de 700° C avec le début de la fusion (anatexie).
  •  L’ultrazone, peu usité avec les leptynites à cordéites et/ou grenat.

3.     Classification selon les séquences métamorphiques

 On appelle séquence, la suite des roches métamorphisées de degrés variables, issus d’un même type de roche originelle caractérisée par une certaine composition chimique moyenne. Ainsi, dans le métamorphisme général on reconnaît :

  • Séquence argileuse ou pélitique

Nous développons cette séquence plus en détail afin de faire comprendre le processus  général inhérent à toutes les séquences.

La séquence débute par l’argile que l’on suppose formée essentiellement de kaolinite, silicate hydraté d’alumine (Al2O3, 2SiO2, 2H2O). Le premier faciès pétrographique obtenu est celui de l’argilite, ou schiste argileux, dû à la formation d’illite. Par déshydratation et cristallisation progressive, on passe ensuite aux phyllades, ou aux schistes sériciteux et aux séricitoschsites. La séricite diffère de la kaolinite par une teneur plus faible en OH et la présence de potassium. La potasse est contenue dans les impuretés de l’argile avec d’autres alcalis, du fer et du magnésium qui interviennent dans les cristallisations ultérieures pour former du chlorite et des grenats.

La séricite peut se transformer en muscovite (micaschistes à mica blanc), puis le chlorite en biotite (miscaschistes à deux micas) :

Chlorite + alcali (muscovite) → biotite + grenat (almandin)

Des plagioclases commencent à se former en cristaux microscopiques. L’excès d’alumine donne des silicates d’aluminium : andalousite, staurotide, disthène, grenats (schistes à minéraux). Dès que les feldspaths deviennent macroscopiques, on passe au faciès gneiss maintenant bien caractérisé par l’alternance de lits micacés et de lits quartzo-feldspathiques. Le métamorphisme s’accentuant, la muscovite disparaît, remplacée par une variété d’orthose, le microcline :

2[2SiO2, Al2O3, (H2 K2)O] + 3SiO2 → 6SiO2, Al2O3, K2O + SiO2, Al2O3 + H2O

muscovite               quartz                orthose              sillimanite

 

Le silicate d’aluminium est représenté désormais par la sillimanite dont la proportion augmente au fur et à mesure que disthène et staurotide se font plus rares. Lorsque la muscovite a complètement disparu, nous arrivons au stade des gneiss à biotite, et sillimanite abondante. Puis tandis que la biotite disparaît, la cordiérite fait son apparition.

(d’après Ch. Pomerol et R. Fouet)

Représentons maintenant cette séquence sous forme d’un petit diagramme simplifié :

  •  Séquence arénacée 

Des grès et arkoses donnent successivement des quartzites, gneiss et leptynites.

  •  Séquence calcaro-pélitique

Des marnes on passe aux schistes calcarifères (schistes lustrés dans les Alpes). Un métamorphisme un peu plus intense provoque la formation d’amphibolites et de pyroxénites.

  • Séquence carbonatée

Un calcaire chimiquement pur recristallise en marbre blanc entièrement cristallin. La présence d’impuretés dans la roche lui confère un aspect particulier. Ainsi, l’argile donne naissance à des lits micacés (cipolins). La magnésie (calcaires dolomitiques) se transforme en serpentine.

  • Séquence granitique

A partir de granitoïde et de laves équivalentes, on obtient dans un premier temps des granites faiblement métamorphisés (protogine des massifs centraux alpins). Un métamorphisme plus intense conduit à la recristallisation de la biotite et des feldspaths qui donnent des orthogneiss[1] et des leptynites.

  • Séquence basique

Les laves basiques (basaltes) deviennent schisteuses et granulaires par apparition d’amphibole, albite, épidote. On obtient une prasinite puis, dans les zones profondes, des ortho-amphibolites et des orthopyroxénites. Les éclogites proviennent aussi de la transformation du basalte.

 

Le tableau suivant reprend ces différentes séquences.

Séquence Roches initiales Roches métamorphiques
Argileuse, pélitique Pélites, argiles Schistes → micaschistes → gneiss → leptynites
Arinacée Grès, arkoses Quartzites → gneiss → leptynites
Calcaropélitique Marnes Micaschistes → amphibolites → pyroxénites
Carbonatée Calcaires, dolomites Calcschistes → marbres, cipolins, serpentines
Granitique Granitoïdes,laves analogues (protogine) → gneiss → leptynites(= granite chlorotisé à texture schisteuse)
Basique Diorites, gabbros, basaltes Schistes → prasinites → amphibolites → pyroxénites

Fig. 13 – Tableau des différentes séquences métamorphiques

VI.     NOMENCLATURE DES ROCHES METAMORPHIQUES

Une classification systématique des roches métamorphique s’avère très difficile du fait de la composition chimique et des conditions de formation très variées de ces roches. Sur la base d’observations au microscope des associations minérales stables on peut établir une classification génétique qui regroupe dans une même famille des roches métamorphiques de compositions  chimiques et minéralogiques variées et formées dans les mêmes conditions de température et de pressions. C’est ainsi que l’on groupe les roches métamorphiques selon les familles suivantes :

 A.    Les roches du métamorphisme thermique

 1.     Les cornéennes (voir V. A. 1.)

 Les cornéennes sont des roches d’apparence homogène, dont la structure finement cristalline est granoblastique à diablastique, qui confère à leur cassure un aspect corné. Elles se forment par le métamorphisme de contact de roches de nature variée, mais le plus souvent d’origine sédimentaire et constituées de minéraux argileux. Elles ne présentent pas de schistosité car la recristallisation n’est pas accompagnée de déformations tectoniques. Leur composition minéralogique et leur coloration sont variables.

Selon les séquences des roches initiales, et le degré du métamorphisme, on obtient des cornéennes variées :

  • Dans la séquence pélitique, les schistes noduleux à andalousite et cordéites passent à des cornéennes micacées, de teinte sombre, à trame de cristaux d’andalousite avec de petits cristaux de micas, de quartz, de cordéite, souvent d’apatite et de tourmaline. Lorsque le métamorphisme est plus intense, on obtient des cornéennes feldsphatiques, à andalousite et nombreux feldspaths (microcline).
  • Dans la séquence calcaro-pélitique, les pélites calcareuses et les marno-calcaires sableux donnent des cornéennes calciques, les tactiques, très variées, passant du vert sombre au vert vif ou au rose à rouge, ou blanc verdâtre selon la prédominance des minéraux-index.
  • Dans la séquence carbonatée, les calcaires et les dolomies donnent des cornéennes qui sont des marbres et des skarns, et au contact du granitoïde, par métasomatose de plus en plus marquée, elles s’enrichissent en SiO2, Fe et Al, et autres éléments.
  • Autres séquences : des roches déjà métamorphisées, comme des micaschistes et des gneiss, se transforment en cornéennes avec réarrangement des minéraux et disparition progressive de la foliation originelle ; des laves basiques donneront des cornéennes à albite et épidote, puis à métamorphisme plus fort des cornéennes à plagioclases et hornblende, puis enfin à orthose et pyroxène.

2.     Les schistes tachetés

 Ils sont le résultat d’un métamorphisme de contact peu intense provoquant un début de recristallisation des minéraux argileux et une concentration de certaines substances (andalousite, cordiérite, graphite) cause des petites taches (0,5 à 3 mm) ou petites boules noirâtres (schistes noduleux). La schistosité est généralemen acquise antérieurement à l’intrusion des roches magmatiques, mais elle peut aussi être liée à la mise en place de l’intrusion.

B.    Les roches du métamorphisme régional

 Ces roches présentent généralement des textures anisotropes, schisteuses, à la différence des roches produite par métamorphisme thermique, par suite des pressions orientées qui agissent au cours du phénomène. On parle de schistes cristallins, terme ancien qui recouvre les schistes sériteux ou chloriteux, les micaschistes et les gneiss. Cette appellation a tendance à être abandonnée.

 1.     Les schistes (voir fig. 7)

 On préfère le terme générique de schiste qui dans notre cas (roches métamorphiques) désigne toute roche ayant acquis une schistosité sous l’influence de contraintes tectoniques comme dans le métamorphisme régional. Ces schistes sont caractérisés par un débit plus ou moins facile en feuillets dû à une fracturation (schistosité de fracture), soit à une orientation des cristaux de la roche parallèlement à ses plans de clivage (schistosité de flux). On distingue à métamorphisme croissant :

  • Les schistes de métamorphisme régional très faible (anchizonal)

Il est difficile d’établir la limite précise entre la diagenèse et le domaine du métamorphise. Aussi, certaines roches se trouvent dans une zone indéterminée. S’agit-il de roches sédimentaires ou de roches faiblement métamorphisées ?

C’est le cas de la série suivante :

–        Les argiles schisteuses ou argilites n’ont pas une grande cohésion et se distinguent des argiles ordinaire par un début de consolidation, un feuilletage assez net et l’absence de plasticité.

–        Les schistes argileux sont des roches cohérentes, finement cristallisées qui contiennent du quartz, de la séricite, de l’illite, de la chlorite, de la calcite, de la pyrite et de la magnétite. Leur coloration est variable, allant du noir (matière organique, graphite), au bigarré (divers sel de fer) en passant par le vert (chlorite), le rouge ou violet (oxyde de fer). Les principales variétés sont :

–        les schistes bitumineux dont on peut tier par distillation des hydrocarbures ;

–        les schistes carburés renfermant une forte proportion de graphite ;

–        les schistes alunifères qui contiennent de l’alun produit en partie par la décomposition de la pyrite.

–        les schistes ardoisiers ou ardoises, à grain fin et homogène, à surface légèrement satinée, noirs, gris, violacés. La présence de nodules de calcaire ou de cubes de pyrite de fer diminue leur valeur marchande.

  • Les schistes de métamorphisme régional faible (épizonal)

–        Les phyllades se rapprochent des ardoises mais s’en différencient par grain cristallin moins fin. La recristallisation est plus poussée et suivant la nature et l’abondance des minéraux secondaires, on distingue :

–        les schistes sériciteux ou séricitoschistes, phyllades à séricite dominante laquelle donne une teinte général grise, à surfaces blanchâtres nacrées ou satinées ; le phyllade à ottrélite (d’Ottré en Ardenne) est un phyllade à séricite, tacheté de petits cristaux vert foncé à noir d’ottrélite (variété de chlorotoïde riche en Mn)

–        les schistes chloriteux ou chloritoschistes, verdâtres, riches en fines aiguilles et lamelles de chlorite avec fréquemment des amphiboles vert pâle et des granules microscopiques d’épidote ;

–        les talcschistes, chargés en talc, blanchâtres et au toucher savonneux ;

–        les calcschistes dérivant de marnes ou de pélites calcareuses, et donnant en général des plaquettes de calcaire microcristallin à surfaces satinées (schistes lustrés) ;

–        la coticule (du latin coticula, pierre de touche) ou novaculite est un schiste siliceux dur (quartzo-phyllade) et à grain très fin. Il est caractérisé par l’abondance de quartz  et surtout de grenat. C’est l’une de nos spécialités que l’on trouve à Vielsam et qui est utilisé comme pierre à aiguiser ;

–        le quartzophyllade est un phyllade riche en quartz, disposé en fines couches quartzitiques ; il résulte du métamorphisme d’un schiste à fines couches de grès.

 2.     Les micaschistes

 Ce sont des roches communes du métamorphisme régional épi- à mésozonal de roches sédimentaires argileuses. Elles se distinguent des phyllades par leur grain plus grossier, une schistosité et foliation marquées, la présence de muscovite ou de biotite et d’autres minéraux , parmi lesquels le quartz, visibles à l’œil nu.

A côté de ces minéraux, on en trouve souvent d’autres tels que le grenat en grains rouges rhombododécaedrique, le staurolite, maclé en croix, l’andalousite, en prisme, etc. Ces minéraux, souvent porphyroblastiques (grands cristaux), manifestent particulièrement clairement le caractère métamorphique de la roche.

Fig. 14- Micaschiste

Vu en lame mince – mi : mica – q : quartz granoblastique – st : staurotide en porphyroblastes à inclusions de quartz (d’après J. Jung).

3.     Les gneiss

Ce sont des roches, très communes, du métamorphisme régional méso- à catazonal. Le plus souvent à grain moyen ou grossier (du mm au cm), le gneiss est une roche dont la foliation est bien marquée par l’alternance de bandes grenues composées de quartz et feldspath, et de bandes micacées de muscovite et de biotite. Les paillettes de mica sont généralement orientées parallèlement à la foliation qui correspond à la schistosité des micaschistes et des phyllades (voir fig. 8).

Les gneiss peuvent se former à partir de roches sédimentaires ou magmatiques : paragneiss formés à partir de grès feldspathiques, de pélites ou de grauwackes, et orthogneiss à partir de granites, de rhyolites, de porphyres quartzifères. Cependant, il est souvent difficile de les différencier les uns des autres à cause de leur aspect identique. Seules les conditions géologiques de gisement et leur association avec d’autres types de roches permettent de faire la différence.

Les leptynites sont des gneiss à grain fin, de couleur claire, très peu micacés, riches en silice (70%).

Les gneiss oeillés sont des gneiss dans lesquels se rencontrent des grands cristaux de feldspath autour desquels la foliation est déviée (voir fig. 9).

 4.     Les amphibolites

Les amphibolites sont des roches du métamorphisme régional méso- à catazonal, de couleur vert sombre, composées essentiellement d’amphibole et de plagioclase calcique blanc.

Les nombreuses variétés sont dénommées d’après la prédominance de leurs minéraux, du degré de métamorphisme et de leur chimisme : actinolite, glaucophanite, etc. L’amphibole est le plus souvent de la hornblende en aiguille assez fines.

Ce sont des roches parfois massives, parfois schisteuses (amphiboloschiste). Elles ressemblent à une diorite à grain fin ; et ne s’en distinguent facilement que lorsque l’orientation commune des aiguilles d’amphibole leur confère une schistosité nette.

Elles sont produites par le métamorphisme de diverses roches : roches magmatiques (gabbros, basaltes…) ou de roches sédimentaires (grauwackes, argiles calcaires…). La remarque concernant les paragneiss et les orthogneiss s’applique également ici (distinction difficile)

 5.     Les éclogites

 Les éclogites sont des roches peu communes du métamorphisme régional élevé, formée dans un domaine assez vaste de T et de P. Massives et dures, elles sont essentiellement constituées de pyroxène sodique vert (omphacite), et de cristaux de grenat rose (solution solide de pyrope + almandin + grossulaire)  bien visibles à l’œil nu. Leur composition chimique globale est équivalente à celle d’un gabbro ou d’un basalte, souvent en déficit de SiO2.

 6.     Les granulites

 Les granulites résultent d’un métamorphisme catazonal de HT et HP. Ce sont une variété de gneiss à grain fin, de teinte claire avec quartz, feldspath et plagioclase calcique dominants. La structure est finement granoblastique : les cristaux de quartz et de feldspath se présentent souvent en grains fortement aplatis suivant les plans de schistosité ; leur foliation est plus ou moins bien développée, le quartz se présentant en petits lits lentiformes.

Les granulites forment des affleurements importants dans les socles anciens (précambrien). En Europe, on les rencontre en Saxe et en Scandinavie.

Fig. 15 – Granulite

Vue en lame mince – di : disthène – fp : feldspath potassique – gr : grenat – q : quartz en plaquettes finement engrenées.

7.     Les quartzites

 Ce sont des roches siliceuses compactes, constituées de cristaux de quartz intimement soudés. Elles peuvent être d’origine sédimentaire ou métamorphique. Dans le premier cas, les quartzites sont le résultat d’une cimentation par diagenèse d’un grès ; dans le cas du métamorphisme, la roche provient d’une recristallisation d’un grès, parfois d’une radiolarite ou d’un filon de quartz, et les cristaux de quartz peuvent être parfois accompagnés d’autres minéraux en quantité mineure. La distinction entre les deux types est difficile à faire sur un échantillon isolé.

Les quartzites formés par métamorphisme régional sont fréquents dans les Alpes internes, dans des niveaux stratigraphiques du Trias inférieur.

 8.     Les marbres (du grec marmoros, brillant)

 Les marbres se forment par métamorphise régional ou de contact à partir de calcaires ou de dolomies, pures ou à impuretés siliceuses ou argileuses. Un calcaire pur peut se transformer en un marbre blanc à grands cristaux engrenés de calcite. Une dolomie pure recristallise en plus grands cristaux pour un faible degré de métamorphisme, puis à degré croissant, subit une dédolmitisation avec apparition de calcite et d’autres minéraux. Les calcaires et dolomies impurs donnent des marbres variés et colorés souvent veinés.

Les marbres blancs les plus célèbres sont ceux de Paros, du Pentélique, de l’Hymette en Grèce, qui datent du Crétacé ; ceux de Carrare (Italie) d’âge triasique.

Les cipolins (de l’italien cipolla, oignon) désignent au sens propre des marbres, de couleur verdâtre,  traversés par des feuillets de mica et de serpentine. Un bel exemple est la « pierre de Karistos », dans l’île d’Evia face à Athènes.

Le terme « marbre » est également utilisé pour désigner toute roche susceptible d’être polie et d’être utilisée en architecture. Dans cette acceptation, il n’a pas de sens pétrographique précis.

Fig. 16 – Marbre

Vue en lame mincde – ap : apatite – ca : calcite – mp : mica phlogopite (d’après J. Jung).

  1. 9.     Les serpentines

 Ce sont des roches dérivant par altération et/ou métamorphisme, de roches magmatiques basiques ou utlrabasiques, composées presque uniquement de minéraux du groupe des serpentines, avec quelques cristaux reliques de pyroxène ou d’olivine. La roche est compacte, assez tendre, verte avec des tons variés, sombres et claires en plages irrégulières rappelant la peau de serpent.

C.    Les roches de l’ultramorphisme

 Rappelons que l’ultramétamorphisme est un ensemble de phénomènes métamorphiques ayant lieu à des tempértures et des pressions très élevées. Elles donnent lieu à la formation de migmatites.

 1.     Les migmatites (du grec migma, mélange)

 Ces roches qui s’observent à l’échelle d’un affleurement et non d’un échantillon isolé, sont à la limite des roches métamorphiques catazonales et des roches magmatiques. Elles marquent donc la limite supérieure du métamorphisme. Elles sont composées de deux termes pétrographiques en général bien distincts mais étroitement interpénétrés : d’une part une roche métamorphique à texture schisteuse plus ou moins prononcée, d’autre part une roche magmatique à structure granulaire, parfois pegmatique, et à composition granitique.

A la température de 600 °C, certaines parties de la roche fondent, et sous l’action  des liquides magmatiques de composition granitique, constituent après cristallisation un mélange d’un matériel granitique, le mobilisat, dans une trame métamorphique restée solide (le restat ou restites). Le mobilisat peut migrer et former des petits filons (aplites) qui peuvent se plisser de façon serrée.

Cette migmatite se présente sous de nombreux aspects auxquels on a donnés des noms :

  • embréchites ou gneiss rubanés comprend des roches où le terme métamorphique est encore clairement gneissique, à foliation nette, à lits granoblastiques de quartz et de feldspath, souvent épaissis ou oeillés, à zones granitiques en taches ou en réseau flou ;
  • arténites à structure planaire estompée, à micas en traînées discontinues ;
  • nébulites où les micas sont en amas flous tourbillonnaires ;
  • agmatites présentent un aspect hétérogène, bréchique, à mobilisat granitique emballant des fragments arrondis ou anguleux des anciennes roches métamorphiques ;

2.     Les granites d’anatexie (du grec ana, en haut et texis, enfantement, fusion)

Les granites orogéniques d’anatexie correspondent à un recyclage des matériaux de la croûte terrestre. Ils prennent naissance dans les chaînes de montagne dues à des collisions continentales, comme l’Himalaya ou les Alpes. Les matériaux, enfouis pendant ces collisions, subissent des élévations de température et de pression conduisant à leur fusion, donc à un magma. La température de fusion dépend de la nature des matériaux enfouis, de la pression et de la présence, ou non, d’eau. Ce phénomène, appelé anatexie (du grec anatèksis, fusion) est en fait une phase ultime du métamorphisme, où la fusion est totale.

Nous avons vu que la formation des migmatites nécessite une fusion partielle des minéraux constituant la roche. Si la fusion est plus importante, voire totale, les produits de la fusion partielle peuvent se rassembler pour former un magma et, si celui-ci est de nature granitique (par exemple si la roche partiellement fondue est un sédiment pélitique) on obtiendra un granite d’anatexie après refroidissement.

Le début de la fusion dépend de nombreux facteurs, en particulier du chimisme des roches en présence, de la pression totale, et enfin de la présence et de la quantité de vapeur d’eau.

L’ordre de fusion des roches est, en principe, l’inverse de l’ordre de la cristallisation fractionnée et des suites réactionnelles.

Les liquides anatectiques peuvent se rassembler et constituer, au sein des roches métamorphiques, des amas, des massifs de granites caractérisés par la présence de muscovite primaire ; ce sont les leucogranites anatectiques.

Le granite d’anatexie a un aspect différent des autres granites. Il a souvent des hétérogénéités, avec des minéraux orientés, et présente des contacts diffus, progressifs avec les roches encaissantes métamorphiques. L’absence d’auréole de métamorphisme de contact indique qu’il n’y a pas de contraste thermique entre le magma et son encaissant. Le passage est progressif entre des roches hautement métamorphiques et le granite d’anatexie par l’intermédiaire de gneiss migmatitiques. Le magma granitique s’est formé sur place et représente le stade ultime du métamorphisme. Si ce magma migre vers la surface, il peut être à l’origine de granites intrusifs.

D.    Roches du métamorphisme dynamique

Sous le métamorphisme dynamique ou cataclastique on regroupe les roches dont les structures et les textures ont subi un changement par suite de déformations de type essentiellement catacclastique, c’est-à-dire produites par un écrasement mécaniques de certains ou de tous les minéraux qui les composent. On distingue :

1.     Les brèches tectoniques

Les brèches tectoniques, d’aspect souvent analogues aux brèches sédimentaires, sont parfois difficiles à distinguer de celles-ci. Leur origine est pourtant très différente. Elles sont le résultat de la fragmentation des roches dans un contact tectonique. Les débris ont été agglomérés sur place par un ciment, en général cristallin, de précipitation chimique à partir des eaux circulant facilement dans la zone broyée.

Lorsque la déformation mécanique est plus intense et que la roche garde encore sa structure originelle, on parle de cataclasites.

2.     Les mylonites (du grec mulôn, moulin)

La mylonite n’est pas à proprement parler une roche métamorphique, car elle ne montre pas, ou peu de recristallisation. Il s’agit d’une roche écrasée, triturée et laminée le long des surfaces de glissement (failles), par suite de mouvements tectoniques et dont les grains minéraux ont été détruits en une fine poussière, tout en conservant leur cohésion, mais sans recristallisation.

Les mylonites dérivent de roches magmatiques ou métamorphiques qui ont subies les effets les plus intenses du métamorphisme dynamique et ont acquis une texture très différente de la texture initiale.

Dans les mylonites proprement dites prédomine une masse cristalline à grains très fins, d’aspect semblable à certains verres volcaniques mais constituée par les minéraux originels de la roche, très finement broyée. Le fond présente une texture fluidale soulignée par des bandes parallèles à la schistosité, produites par la trituration des cristaux. Dans ce fond prédominant subsistent des reliques lentiformes des cristaux qui n’ont pas été complètement écrasés ou des agrégats polycristalllins qui ont gardé leur composition minéralogique et leur structure originelles.

 

Fig. 17 – Mylonite

Le métamorphisme dynamique agissant sur cette roche ignimbritique a entraîné la formaation de bandes séricitiques suivant les surfaces de mouvement et la recristallisation de la masse de fond originellement vitreuse ou microcristalline. Les cristaux plus gros de quartz onr résité au métamorphisme (lame mince en nicols croisés)  (Archive photo B).

V.    BIBLIOGRAPHIE

  • Bellair P., Pomerol Ch. (1984) – Eléments de géologie, Coll. U.
  • Custine E. Le métamorphisme, in Le Bulletin du G.E.S.T., N° 25, sept. 1987.
  • Dumont P. (1982) – Cours de pétrographie, ULB.
  • Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson, Paris.
  • Michel F. (2005) – Roches et paysages – Reflets de l’histoire de la Terre, Editions Belin/BRGM
  • Pomerol C. , Fouet R. (1976) – Les roches métamorphiques, PUF, Coll. « Que sais-je ? », N° 617.
  • Prévost J.-P (directeur de publication) (1976) – Géologie, in Grande Encyclopédie Alpha des sciences et des techniques, Grange Batelière, Paris – Editions Kister, Genève – Erasme, Bruxelles-Anvers.
  • Encyclopedia Universalis, Paris, 1994.

[1] On ajoute le préfixe para ou ortho pour indiquer l’origine sédimentaire ou magmatique de la roche d’origine lorsqu’on la connaît

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Iconographie

Les figures 1 à 9, 11, 12, 14 à 16 sont extraites du « Dictionnaire de Géologie ».

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LE METAMORPHISME

I.       INTRODUCTION

Sur le terrain, on remarque que généralement les roches feuilletées et litées sont associées. Ainsi, si, par exemple, on suit une coupe entre Brive et Tulle (60 Km), on trouve successivement des ardoises, des schistes, des micaschistes, des gneiss et enfin du granite. Plus on avance dans cette suite, plus les roches deviennent dures et « transformées ». Il y a eu métamorphose et les roches rencontrées, à l’exception du granite, sont dites « roches métamorphiques ».

Fig. 1 – Coupe géologique simplifiée entre Brive et Tulle (d’après Michel F.)

Les termes « roches métamorphiques » apparaissent pour la première fois dans les « Principles of Geology » de Charles Lyell en 1833. « Métamorphisme » (du grec meta, qui marque la succession, et morpho, forme) évoque l’idée de la transformation, du changement.

Bien avant Lyell, en 1795, James Hutton, le fondateur du « plutonisme »[1], décrit pour la première fois les profondes modifications subies par les sédiments sous l’influence de la chaleur et de la profondeur, au contact des nappes basaltiques. Les roches, ces monuments du passé, ont pu changer de nature, et leur état actuel ne reflète alors que cet acte de transformation. De statique, le monde devient fluctuant et dynamique. C’est à ce titre-là surtout que l’Écossais James Hutton mérite d’être appelé « le fondateur de la géologie moderne ».

Mais c’est n’est que dans la seconde moitié du XIXe siècle que fut observé pour la première fois une transition progressive entre des sédiments fossilifères et des roches métamorphiques formées à partir de ces sédiments et que le terme de métamorphisme régional ou général fut introduit.

Le métamorphisme est l’ensemble des transformations minéralogiques, structurales et texturales qui affectent les roches à l’état solide lorsqu’elles sont soumises à des conditions physiques et chimiques différentes de celles qui présidèrent à leur formation. A l’origine ce peuvent être d’anciennes roches sédimentaires, magmatiques ou métamorphiques, qui ont subi des transformations.

Avec les roches ignées, les roches métamorphiques constituent l’essentiel, en volume, de l’écorce terrestre dans les régions continentales et se retrouvent en majorité dans les boucliers continentaux[2] anciens et dans les chaînes de montagnes récentes. En outre, il est probable qu’elles s’étendent plus encore sous les bassins sédimentaires à quelques milliers de mètres en profondeur. Le métamorphisme est en fait un phénomène de profondeur. Elles affleurent au bout d’un moment (plusieurs millions d’années) à la surface terrestre à la suite de mouvements verticaux de surrection (isostasie[3]) et de l’érosion des roches qui les recouvrent. On connaît aussi des roches métamorphiques dans les domaines océaniques.

II.     GENERALITES

 A.      Les agents du métamorphisme

On ne peut déduire ni reconstituer les phénomènes métamorphiques qu’au travers des structures, textures, caractères pétrographiques des roches qui les ont subis.

La transformation des roches métamorphiques a lieu à l’état solide et n’est possible que par l’existence de films liquides très ténus (essentiellement aqueux) et  discontinus entre les cristaux. Ces films mettent en contact les différents minéraux de la roche et permettent l’échange de groupements ioniques entre les réseaux cristallins. Ces réactions ne s’opèrent que grâce à la variation et à l’interaction des agents suivants : la température – la pression – la phase fluide percolant dans les interstices laissés par les grains minéraux.

1.   La température

En s’enfonçant progressivement sous de nouvelles couches de sédiments, les roches sont soumises à des températures de plus en plus élevées. Cette élévation de température peut être due à divers facteurs :

a)    L’enfouissement des sédiments dans une fosse géosynclinale[4] (dû à la pression exercée par le poids des sédiments)

C’est le degré ou gradient géothermique[5] qui intervient alors. Il est défini comme étant l’augmentation de la température en fonction de la profondeur ou de la pression et se calcule suivant la formule :

Gradient = (t° en profondeur – t° de surface) / profondeur

Le gradient dépend de la proximité du manteau. Le gradient géothermique moyen dans les régions superficielles de l’écorce est d’environ 3° C par tranche de 100 mètres de profondeur, mais il varie suivant la constitution profonde de ces différentes régions. Cependant, on peut estimer que la température atteint 250 à 300° C à 10 Km de profondeur.

Dans les boucliers continentaux, régions stables, le gradient vaut 1,5 à 2° C par 100 mètres de profondeur, tandis que dans les régions tectoniques instables, les zones de subduction[6] par exemple, il atteint des valeurs de 6° C par 100 mètres de profondeur.

On distingue trois   types de gradient métamorphique :

  • le gradient Franciscain (F), inférieur à 20° C/Km, correspond à un métamorphisme de basse température et de haute pression. Il traverse souvent le faciès des schistes bleus et les éclogites. On le rencontre particulièrement dans les phénomènes d’enfouissement, de subduction, ou d’obduction[7].
  • Le gradient Dalradien (D), gradient normal entre 30 et 35° C/Km.. Il correspond à un métamorphisme de pression et température moyennes. Il concerne le métamorphisme localisé dans les orogenèses de collision.
  • Le gradient Abukuma (A), de valeur importante, 50 à 55° C/Km. Il correspond à un métamorphisme de basse pression et haute température. Il caractérise des zones ou existe une forte source de chaleur, comme dans le métamorphisme de contact ou les rifts médio-océaniques.

Fig. 2 – Types de métamorphisme en fonction du gradient thermique

            A = gradient Abukuma ; D = gradient Dalradien ; F = gradient Franciscain

b)    Les intrusions magmatiques et les épanchements volcaniques[8]

L’intrusion d’une série sédimentaire, magmatique ou métamorphique par un corps magmatique (sill[9], dyke[10], neck[11],…) provoque le passage d’une vague de chaleur entraînant une forte élévation de température dans les roches encaissantes. La propagation de cette vague de chaleur dépend bien entendu de la conductivité thermique des roches intrudées.

c)    La transformation locale d’énergie mécanique en énergie thermique

Ce facteur intervient au contact de deux compartiments rocheux en mouvement relatif l’un par rapport à l’autre par friction (dans les zones de subduction, de charriage[12], de cisaillement[13]). Il apparaît aussi au coeur des grands plis où la compression est extrême (lors de la surrection des chaînes de montagne).

2.   La pression

En même temps que la température des roches s’accroît en profondeur, les pressions qu’elles subissent s’élèvent également progressivement. Ces pressions dépendent de diverses circonstances telles :

 a)     L’enfouissement d’un sédiment (voir 1.a.)

Cet enfouissement est engendré par la charge des sédiments surincombants[14]; on parle alors de pression lithostatique ou pression de charge. Sa valeur dépend de la profondeur et de la densité des roches; l’augmentation moyenne est d’environ 250 à 300 atmosphères pour 1.000 mètres de sédiments. En prenant une moyenne de 2,5 comme densité des roches, on arrive à une pression de 1.000 atmosphères à 4.000 mètres de profondeur.

La pression lithostatique ayant des valeurs égales dans toutes les directions, elle est donc isotrope (valeurs égales dans toutes les directions).

b)     Les déformations tectoniques

Les déformations de l’écorce terrestre engendrent des contraintes auxquelles sont liées des pressions dirigées ou stress, lesquelles déterminent les structures orientées des roches d’un certain type de métamorphisme. Elles influent également sur la composition minéralogique de ces roches. Ces pressions orientées se font sentir à des profondeurs limitées et, comme leur nom l’indique, elles varient suivant la direction; elles sont donc anisotropes (intensités variant suivant les directions de l’espace considéré).

 3.   Les phases fluides interstitielles

L’activité chimique de phases fluides percolant dans les espaces intergranulaires des sédiments, engendre elle aussi des réactions métamorphiques. Ces phases fluides trouvent leur origine dans les eaux marines ou lacustres piégées dans les sédiments (eaux connées[15] ou eaux fossiles) ou dans la dissociation des carbonates et des argiles sédimentaires. Elles peuvent également être libérées par des réactions chimiques en cours. La pression de ces phases fluides joue également un rôle important.

Si les fluides interstitiels peuvent migrer librement dans les roches et communiquer avec la surface terrestre, leur pression vaut approximativement un tiers de la pression lithostatique.

Si les fluides ne sont pas en communication avec la surface terrestre, leur pression peut être équivalente à la pression de charge et même supérieure, si ces fluides proviennent d’intrusions magmatiques voisines, ou de réactions chimiques.

Les agents du métamorphisme, tels qu’ils viennent d’être définis (1, 2, 3), caractérisent le développement d’un métamorphisme progressif, correspondant à des valeurs croissantes de la température et de la pression, ainsi qu’à la libération d’une phase fluide; ils sont capables de transformer un sédiment meuble en une roche métamorphique largement recristallisée dans laquelle l’association minérale est à l’équilibre (paragenèse[16]). On utilise également l’expression évolution prograde.

Il existe toutefois assez fréquemment un métamorphisme régressif ou évolution rétrograde affectant les roches métamorphiques largement recristallisées lorsqu’elles sont ramenées en surface par le jeu du réajustement isostatique et de l’érosion.

Au cours de cette remontée, elles évoluent vers un nouvel équilibre de plus basses température et pression, mais elles le font avec une vitesse infiniment plus lente que dans le métamorphisme progressif parce que les températures sont plus basses, que la porosité des roches est pratiquement nulle et que la phase fluide fait habituellement défaut.

B.      Les limites du métamorphisme

1.   Métamorphisme isochimique et métasomatisme

 On oppose le métamorphisme isochimique (ou topochimique) au métasomatisme.

Dans le premier, les transformations s’opèrent sans modification notable de la composition chimique globale de la roche, par addition ou perte d’un ou plusieurs constituants.

Le métasomatisme au contraire implique un apport important de substances provenant le plus souvent de la proximité d’un corps magmatique en voie de consolidation. Au sens large, le métasomatisme peut désigner toute introduction ou expulsion de matière dans la roche transformée à l’intervention d’un gaz (pneumatolyse[17]), de solutions aqueuses (dites hydrothermales[18]), ou de magma fluide (migmatites). Au sens strict, le métasomatisme est un processus moléculaire essentiellement simultané, de dissolution et de précipitation au cours duquel un minéral, en contact avec une phase fluide, est transformé en un autre minéral de composition chimique différente.

En milieu solide, cette transformation s’opère nécessairement à volume constant.

 2.   Les limites du métamorphisme

Rappelons que l’altération superficielle des roches qui conduit à la formation des sols, ou la cémentation par les eaux météoriques, font appel à l’action de phénomènes exogènes, c’est-à-dire externes à la lithosphère (par opposition aux phénomènes endogènes, internes à la croûte terrestre) et n’entre donc pas dans le processus du métamorphisme.

La diagenèse d’un sédiment, dont les divers processus transforment un sédiment meuble en une roche sédimentaire cohérente, est également exclue de la définition du métamorphisme, car elle a lieu à de très basses températures. La diagenèse constitue donc la limite inférieure du métamorphisme.

Mais cette limite n’est pas tranchée. Ainsi, pour Von Engelhart (1967), la diagenèse cèderait le pas au métamorphisme lorsque les pores, permettant la circulation des fluides au sein des sédiments, sont bouchés par compaction ou par colmatage des vides, par précipitation chimique de solutions. Pour d’autres pétrographes, la limite inférieure du métamorphisme est définie dans les roches pélitiques[19] par le degré de cristallinité d’un minéral argileux de structure réticulaire complexe, l’illite[20]; ce degré est déterminé par la méthode des rayons X. Dans les roches de composition basique, la limite inférieure du métamorphisme est définie lors de l’apparition de certains minéraux zéolitiques[21].

La limite supérieure du métamorphisme est déterminée par la température de fusion des roches , puisque celui-ci affecte les roches à l’état solide. Suivant la composition chimique de la roche considérée et la présence ou l’absence d’eau, la fourchette de température se situe entre 700 et 1.000 degrés. On entre alors dans le domaine des migmatites[22]; cette limite supérieure n’est pas non plus très nette.

 

III.   LES DIFFERENTS TYPES DE METAMORPHISME

Une définition des principaux types de métamorphisme est basée à la fois sur la présence de l’un ou l’autre agent du métamorphisme et sur la nature du processus géologique responsable du métamorphisme observé. Nous avons vu que ces facteurs sont essentiellement la température et la pression, qui peuvent agir simultanément, ou l’un d’eux prévaloir sur l’autre. On distingue habituellement deux grands types de métamorphique :

–        le métamorphisme thermique ou de contact dû à une élévation de température localisée autour d’une intrusion magmatique ;

–        le métamorphisme général ou régional dû à une augmentation simultanée des températures et des  pressions à la suite de mouvements de dislocation et d’enfouissement de vastes zones de l’éccorce terrestre.

 Fig. 3 – Types de métamorphisme (extrait du « Dictionnaire de Géologie »)

1 : conditions non réalisées dans la nature – 2 : métamorphisme dynamique – Dans le métamorphisme régional, la zone hachurée entre A et B correspond à un gradient géothermique normal ; les courbes aa et bb limitent approximativement de haut en bas les métamorphismes dits de haute pression (HP), de pression intermédiaire, de basse pression (BP) – γ1 : début de la fusion (solidus), en allant vers la droite du diagramme, du granite en présence de vapeur d’eau saturante – γ2 : début de la fusion du granite en l’absence de vapeur d’eau – β1 et β2 : courbes équivalentes pour le basalte.

A.      Le métamorphisme thermique

 Dans le métamorphisme thermique, le facteur principal de transformation des roches est une élévation de température très importante, localisée dans l’environnement immédiat d’une intrusion magmatique. Il en résulte des réajustements minéralogiques. Selon le processus géologique responsable de la variation de température, on distingue :

 1.      Le métamorphisme de contact

 Il s’observe lorsqu’il y a remontée de magma sans affleurement en surface, au contact des intrusions magmatiques avec les terrains encaissants, ou à la base des coulées volcaniques. Ce métamorphisme, dû à la propagation d’une « vague de chaleur », provoque la cuisson de la roche encaissante aux bordures qui se caractérisées par l’apparition de nouveaux minéraux, généralement de petite taille et non orientés. La vague de chaleur décroît au fur et à mesure qu’on s’éloigne du contact intrusif, ce qui donne lieu à la formation de différentes zones concentriques, caractérisées par des associations minérales et des degrés différents de recristallisation des roches. Cet ensemble de zones concentriques forme une auréole de contact qui ne dépasse généralement pas quelques hectomètres, rarement plusieurs kilomètres.

 Fig. 4 – Métamorphisme de contact (les grosses flèches indiquent le transfert de chaleur)

Les minéraux dus à la transformation minéralogique se décomposent et leur substance recristallise en de nouvelles combinaisons minérales. Un schiste argileux se charge de petites taches ou de cristaux de chiastolite (Al2SiO5) et se métamorphise progressivement en une roche compacte entièrement recristallisée que l’on appelle cornéenne.[23].

De même, au contact d’un granite, un calcaire devient un marbre cristallin et un grès devient un quartzite, par métamorphisme. Ce métamorphisme de contact s’étend autour du batholite à une zone de quelques centaines de mètres de largeur ; celle-ci affleure à la surface du sol et forme l’auréole de contact  tout autour du granite.

Exemples :

1)     Vallée d’Andlau (Bas-Rhin), décrit en 1877 par le géologue allemand Rosenbusch les auréoles de contact sur le versant alsacien des Vosges (excursion faite avec Thierry Mortier).

1° La zone des schistes tachetés, présente sur un fond gris-fer chloriteux de petites taches noires de 1 mm environ dues à la formation de cordiérite ;

2° La zone des schistes noduleux dans laquelle les taches sont plus nombreuses et font saillie. On y trouve toujours de la cordiérite et aussi de l’andalousite. La biotite tend à remplacer la chlorite ;

3° La zone des cornéennes à andalousite où la schistosité s’atténue pour donner place à une roche massive, dure, finement cristallisée d’aspect corné avec des cristaux d’andalousite abondants.

Fig.  5 – Métamorphisme de conract – Vallée d’Andlau :

a) Granite d’Andlau ; b) Cornéennes à andalousite ; c) Schistes noduleux ; d) Schistes tachetés ; e) Schistes de Steige à l’W et  schistes de Villé à l’E (non métamorphisés).

(d’après Rosenbusch)

2)     Le ravin de Mairupt  (excursion faite avec Thierry Mortier)

Il s’agit du gîte célèbre de la « pophyroïde de Mairupt ».Nous avons affaire à une intrusion (sill) de microgranite (microdiorite quartzifère) d’une épaisseur de 10 m enclavée dans les phyllades Rv3 qui ont subit un métamorphisme de contact. La roche est massive au cœur de l’intrusion. La roche encaissante au contact est schisteuse sur une épaisseur d’environ 0,50 m d’épaisseur.

Le long du chemin qui conduit au gîte, on peut observer les phyllades micacés de la formation Rv3 (Revinien) affleurant dans la paroi de la route et appartenant au flanc Nord du synclinal de ravin de Mairupt. Ces roches répondent au faciès métamorphiques des schistes verts.

La succession des roches est la suivante :

● microdiorite quartzifère

● cornéenne

● schiste tacheté

● phyllade Rv3

Le métamorphisme de contact est souvent associé à des phénomènes métasomatiques, c’est-à-dire à l’introduction dans les roches au contact de l’intrusion, de fluides provenant du magma et fixés dans les réseaux de quelques minéraux métamorphiques, ce qui provoque un changement de la composition chimique initiale de la roche.

 2.  L’autométamorphisme (ou autométasomatisme ou autopneumatolyse)

 Ce type de métamorphisme des masses magmatiques correspond à la transformation des  minéraux d’une roche magmatique, à peine consolidée, par ses propres solutions résiduelles, enrichies en éléments volatils, vers la fin de la consolidation magmatique.

3.   Le rétrométamorphisme

Le rétrométamorphisme (ou diaphtorèse) correspond au métamorphisme régressif des séries métamorphiques, évoqué antérieurement, et conduisant au réajustement à des conditions de basse température, d’un assemblage minéralogique de haute température.

B.      Le métamorphisme général ou régional.

C’est le type de métamorphisme le plus répandu tant par sa fréquence que par l’étendue des surfaces et de l’épaisseur des zones affectées. On le rencontre dans les zones orogéniques où les roches sont soumises à des pressions aboutissant à la surrection des chaînes de montagnes. C’est le métamorphisme des racines des chaînes de montagnes.

Le métamorphisme résulte ici de l’action combinée de l’augmentation de la température et de la pression lithostatique et de l’existence de pressions dirigées.

Le métamorphisme régional produit trois grandes transformations : une déformation souvent très poussée de la roche, entraînant la recristallisation des minéraux, le développement de minéraux dits métamorphiques conduisant à la ségrégation de minéraux de chimisme différent en minces couches alternantes et le développement de la foliation caractéristique de ce type de métamorphisme. Dans ce dernier cas, les cristaux ou les particules d’une roche ignée ou sédimentaire seront aplatis, étirés par la pression sous des températures élevées et viendront s’aligner dans des plans de foliation privilégiés.

 Fig. 6 – Phénomène de foliation métamorphique

Pour faire simple, on peut dire que la foliation est la caractéristique que certaines roches métamorphiques ont de se fendre en fins feuillets. Le type de foliation peut servir de base à un classement de ces roches.

Ainsi l’ardoise possède une foliation parfaite suivant la direction des très petits grains. Elle se délite facilement en fines plaques, ce qui explique leur emploi dans la couverture des toitures.

Les micaschistes[24] présentent des grains plus grossiers de mica et de chlorite. Ceux-ci sont grossièrement parallèles entre eux et la roche se fracture moins nettement suivant ces alignements des grains de ces minéraux.

Les gneiss[25], par contre, sont des roches grossièrement grenues dont les minéraux sont disposés en couches distinctes entre elles. Le quartz et les feldspaths peuvent composer certaines couches, la biotite et les amphiboles d’autres. Aussi, les gneiss se clivent difficilement.

Durant le métamorphisme régional, les roches sont fréquemment soumises à différents épisodes de cristallisation superposés, pendant lesquels règnent des conditions physico-chimiques différentes. Si ces épisodes de cristallisation ont lieu au cours d’un même cycle orogénique, il s’agit d’un métamorphisme polyphasé. S’ils ont lieu lors de deux cycles différents, on parle de polymétamorphisme.

 

Le facteur principal du métamorphisme régional est la profondeur à laquelle les roches ont été amenées, de telle sorte que l’on peut distinguer plusieurs zones de profondeur dont les trois principales sont :

Epizone, la moins profonde → phyllades

Mésozone, moyennement profonde → micaschistes

Catazone, la plus profonde → gneiss

T° – pression

Nous reprendrons cette classification plus en détail lorsque nous aborderons la classification des roches métamorphiques selon différents critères.

Exemple : l’anticlinal de Tulle

Dans l’introduction, nous avons montré une coupe géologique simplifiée de l’anticlinal de Tulle entre Brive et Tulle (fig. 1). Nous la reprenons ici pour illustrer le métamorphisme régional. On y trouve, de part et d’autre du noyau granitique, les migmatiques, puis les gneiss, des micaschistes à biotite qui s’ennoient au S-W sous des sédiments secondaires. Dans le prolongement N-W, la coupe de la Vézève fait apparaître les autres termes de la série, avec au Saut-du-Saumon une intrusion d’une veine de granite schisteux..

 

 Fig. 7 – Métamorphisme régional. L’anticlinal de Tulle (d’après Jung et Roques)

1) Granite intrusif de Cornil ; 2) Migmatites (embréchites) ; 3) Gneiss à deux micas ; 4) Diorite ; 5) Micaschistes à biotite ; 6) Granite syncinélatique ; 7) Schistes à séricite ; 8) Ardoise d’Allassac.

 Anchimétamorphisme :

Signalons que l’on distingue aussi un métamorphisme général de faible intensité, formant la transition entre la diagenèse et le métamorphisme (entre 100 at 200 ° C et 1 Kbar de pression).

Exemple : argile, kaolinite disparaissent et sont remplacées par l’illite ; l’illite recristallise en muscovite, etc.

 C.     Le métamorphisme lié à une augmentation de pression.

 1.      Le dynamométamorphisme

 Ce métamorphisme dynamique, ou dynamométamorphisme (ou cataclase) intéresse de faibles volumes de roches situés dans les parties superficielles de la lithosphère, à proximité de surface de mouvements tectoniques importants tels les charriages, les cisaillements, etc. Les pressions dirigées liées aux efforts tectoniques l’emportent largement sur la pression lithostatique.

Dans les roches ainsi soumises à des déformations intenses, les changements sont purement mécaniques et se traduisent surtout au niveau des structures; ils consistent en un écrasement des grains cristallins avec accessoirement de petits réajustements minéralogiques. Aussi, certains géologues lui contestent le nom de métamorphisme car il n’y pas de néoformations minérales significatives.

Le dynamométamorphisme conduit tantôt au broyage des roches avec production de brèches[26] et de mylonites[27], tantôt au développement dans les roches à grains fins, d’une texture planaire interne, assurant une parfaite fissilité[28] des roches : c’est le clivage schisteux des schistes cristallins .et des phyllades[29].

 2.      Le métamorphisme d’enfouissement

 La lapidification régional modérée peut résulter simplement de la charge statique et de l’élévation de température, sous l’action de la géothermie = transformation peu marquée et sans déformation : c’est le métamorphisme statique ou d’enfouissement. Toutefois dès que les pressions orientées s’ajoutent à la charge statique, l’évolution s’accentue rapidement et le métamorphisme apparaît avec cristallisation de la matière et développement de la schistosité, etc.

Celui-ci désigne un ensemble de transformations minéralogiques et structurales que subissent les roches soumises, à grandes profondeurs, à de fortes pressions dues au poids des roches sus-jacentes, sans qu’interviennent des déformations orogéniques. Ce métamorphisme est rare.

On observe un passage très progressif entre les roches sédimentaires soumises seulement à la diagenèse et les roches affectées par le métamorphisme d’enfouissement. Cependant, dans le cas de sédiments particuliers comme des tufs[30] ou des grauwackes[31], riches en débris de verre volcanique[32], le simple enfouissements dans une fosse géosynclinale non déformée, à des profondeurs modérées (de 3.000 à 4.000 mètres), suffit pour développer des associations minéralogiques particulières définissant le faciès zéolitique[33].

 D.     L’ultramétamorphisme

 L’ultramétamorphisme est associé au métamorphisme régional et se rencontre dans les zones les plus profondes. Il regroupe les processus qui, aux températures et aux pressions les plus élevées, aboutissent à la fusion partielle ou totale (anatexie) des sédiments affectés et donnent ainsi naissance aux  migmatites. Celles-ci sont des roches mixtes constituées de minéraux quartzo-feldspathiques blanchâtres et de minéraux ferromagnésiens noirs.

E.      Le métamorphisme hydrothermal

 Il est lié aux circulations de fluides à haute température, en relation avec des volcans ou des zones plutoniques, et qui, d’une part réchauffent les roches traversées, et d’autre part leur apportent des éléments chimiques particuliers.

 F.      Le métamorphisme d’impact ou de choc

 C’est un métamorphisme particulier qui résulte de l’action de très fortes pressions instantanées et de températures élevées dues à la chute de grosses météorites ou une explosion nucléaire au sol ou souterraine. Les roches qui en résultent sont les impactites.

 La mise en évidence, par l’étude de la lune, de l’importance du bombardement météoritique, qui a multiplié les cratères d’impact à la surface de presque tous les objets du système solaire a permis de définir le métamorphisme d’impact.

 G.     Synthèse.

 Au cours du développement d’une zone orogéniquc, les différents types de métamorphisme décrits précédemment ont lieu. Le métamorphisme régional affecte des régions particulières de l’écorce terrestre où se sont généralement déposées d’épaisses séries sédimentaires, soumises par la suite à un flux de chaleur et à des compressions tectoniques. Lors des déformations de ces séries sédimentaires, plusieurs phases de cristallisation métamorphique peuvent se succéder, donnant lieu à un métamorphisme polyphasé. Dans les parties les plus profondes se forment des migmatites. En même temps, des intrusions granitiques se mettent en place dans les couches superficielles de l’écorce et provoquent la formation d’auréoles de contact. A la fin du cycle orogénique, les températures et les pressions baissent; le métamorphisme régional devient rétrograde et les minéraux métamorphiques précédemment formés peuvent être en partie détruits.


[1] Le « plutonisme » est une théorie géologique du XIXe siècle qui s’oppose au « neptunisme ». Dans cette conception, Hutton pense que les roches sont crées par l’activité volcanique. Il nomme sa théorie d’après le dieu Pluton. Hutton et l’école plutoniste reconnaît l’origine intrusive du granite. Le « neptunisme », fondé par Werner, professeur à l’Ecole des Mines de Freiberg en Saxe, au XVIIIe siècle, établit que les roches cristallines appartiennent à la croûte primitive de la Terre, formée après son refroidissement par précipitation au fond des eaux.

[2] Bouclier : (ou craton) vaste zone granitique de l’écorce terrestre, tectoniquement stable et relativement épaisse, 30 à 40 kilomètres en moyenne (le bouclier scandinave, canadien, brésilien, etc.).

 [3] Isostasie : état d’équilibre gravitationnel de compartiments rocheux au-dessus d’une surface d’égale gravité (ou surface de compensation) interne au globe terrestre.

 [4] Fosse géosynclinale : vaste dépression allongée de la croûte terrestre caractérisée par une grande épaisseur de sédiments, par exemple: zone de subduction (tectonique des plaques).

 [5] Gradient géothermique : grandeur exprimant l’augmentation de la température en fonction de la profondeur de la lithosphère.

 [6] Zone de subduction : zone d’enfoncement de la lithosphère océanique dans l’asténosphère.

 [7]   Obduction : phénomène inverse de la subduction qui consiste au chevauchement d’une vaste portion de la croûte océanique sur une zone continentale.

 [8]  Epanchement volcanique : nappe de lave d’épaisseur et d’extension très variables, qui dévale les flancs d’un volcan et se répand sur les régions environnantes. Des fragments d’anciennes nappes basaltiques couronnent certains reliefs, formant ainsi des plateaux basaltiques. Exemple : les plateaux de Dekkan (Inde).

 [9] Sill : (ou filon-couche) corps magmatique intrusif, en forme de couche, injecté dans les roches encaissantes suivant les plans de stratification (intrusion concordante).

 [10] Dyke : corps magmatique intrusif en forme de couche, discordant par rapport à la stratification et qui, dégagé par l’érosion, se dresse en une muraille escarpée.

 [11] Neck : corps magmatique intrusif en forme de cheminée plus ou moins cylindrique, discordant par rapport à la stratification.

 [12] Charriage : chevauchement sur grande distance de formations autochtones par une nappe de formations allochtones épaisse de centaines et parfois de milliers de mètres.

 [13] Cisaillement : déformation par aplatissement et rotation aboutissant à la rupture.

 [14] Surincombant : qui est étendu par-dessus.

 [15] Connée : en parlant d’eau contemporaine des sédiments, signifie piégée dans les sédiments.

 [16] Paragenèse : dans le cas des roches métamorphiques, ce terme désigne les associations de minéraux qui sont ensemble stables dans certaines conditions de T et de P et caractérisent en outre le chimisme général des roches

 [17] Pneumatolyse : stade de la différenciation magmatique où la vapeur d’eau se condense pour former les solutions hydrothermales.

 [18] Hydrothermal : qui résulte d’émanations magmatiques riches en eau chaude ou en vapeur.

 [19] Roches pélitiques : roches sédimentaires détritiques à grains très fins.

 [20] Illite : fait partie de la série des minéraux argileux dont il est le plus commun des argiles.

 [21] Zéolites : famille d’alumino-silicates hydratés complexes, regroupant une trentaine de minéraux.

 [22] Migmatites : roches résultant d’un mélange complexe de gneiss et de matériaux granitiques, le contact entre les deux étant généralement diffus. Sur base de leur texture, on a défini un grand nombre de migmatites.

 [23] Cornéenne : roche métamorphique de contact à grain fin et aspect corné, dépourvue de schistosité, à structure équante, et très tenace.

 [24] Micaschiste : roche métamorphique à foliation nette, essentiellement constituée de quartz et de micas, accessoirement de feldspath, se débitant en plaquettes minces souvent fragiles et en lames écailleuses.

 [25] Gneiss : roche métamorphique à texture litée, rubanée, lenticulaire, essentiellement constituée de quartz, de feldspath, de micas et d’une amphibole ou d’un pyroxène, se débitant en plaquettes épaisses ou en blocs comme un granite.

 [26] Brèche tectonique : roche constituée de fragments anguleux de tailles diverses, cimentés par une matrice de débris finement broyés et parfois recristallisés. Cette roche se forme par écrasement et broyage, à proximité de grands accidents tectoniques.

 [27] Mylonite : roche broyée à texture feuilletée, dont la présence révèle des pressions et frictions tectoniques importantes, faille, décrochements, etc.

 [28] Fissilité : caractère d’une roche qui se fend facilement en feuillets minces, ce caractère pouvant être d’origine sédimentaire (cas des psammites), ou d’origine mécanique (cas de nombreux schistes).

 [29] Phyllade : (ou ardoise) schiste finement cristallin à quartz, séricite et chlorite, se débitant en minces plaquettes luisantes.

 [30] Tuf : roche tendre et poreuse d’origine volcanique, formée de cendres ultérieurement consolidées.

 [31] Grauwacke : roche de couleur foncée du type des flyschs, présentant des débris de roches ignées et des minéraux englobés dans une matrice détritique. Ce terme ne doit pas être confondu avec la « grauwacke » du Dévonien de l’Ardenne, qui est un grès carbonaté à nombreux fossiles décalcifiés; la roche résultante présente une texture cariée et le fossile se retrouve sous forme de mauvais moules remplis d’argile brun rouille.

 [32] Verre volcanique : silice amorphe d’origine volcanique, figée sous sa forme de très haute température par un brusque refroidissement. Il n’a donc pas eu le temps d’acquérir une forme cristalline.

 [33] Faciès zéolitique : secteur d’un diagramme pression/température, défini par des pressions moyennes (1 à 4 kilobars) et des températures relativement basses (100 à 150 degrés C), et caractérisant le métamorphisme d’enfouissement.

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NOTIONS GENERALE DE STRATIGRAPHIE

   I.    HISTORIQUE

 L’histoire de notre planète se lit dans les dépôts sédimentaires qui se sont superposés sous la forme de couches ou strates successives. L’étude de ces strates est la stratigraphie.

Le premier qui constate que les sédiments se déposent horizontalement les uns sur les autres, est l’anatomiste et géologue danois Nicolas Sténon (*1631, Copenhague – …1687, Schwerin). En 1667, dans son ouvrage Canis Carchariae, il met en lumière le phénomène de sédimentation et donc la notion de strate. En 1669, dans son ouvrage  Prodromus,  il énonce, en conséquence de cette conception, les trois premiers principes de la stratigraphie, de superposition, de continuité, et d’horizontalité originelle du dépôt des strates. Par l’étude approfondie des couches sédimentaires et des fossiles, il prouve ainsi qu’il est possible de reconstituer l’histoire géologique d’une région.

Par contre, Goethe (au XVIIIe siècle, il était de bon ton de s’intéresser à la science et à l’exploration de la nature, Goethe ne faisait donc pas exception) et son conseiller, le célèbre professeur Werner de Freiberg, croyaient encore en 1800 que toutes les roches, même les granites qui sont des roches magmatiques, étaient des roches sédimentaires.

Le véritable fondateur de la stratigraphie est le géologue anglais William Smith (*23-03-1769, Churchill, Oxfordshire – …28-08-1839, Northampton). Il est considéré comme le père de la géologique britannique. Son plus célèbre travail est The Great Map, une carte géologique détaillée de l’Angleterre, du Pays de Galles et d’une partie de l’Ecosse. Alors qu’il observe les strates, il réalise que les couches se trouvent dans les mêmes positions relatives. De plus il constate que chaque couche peut être identifiée par les fossiles qu’elle contient. Ceci permet à Smith d’établir une hypothèse sur la succession de la faune qu’il peut commencer à vérifier : les relations entre les couches et leurs caractéristiques sont-elles identiques dans toute l’Angleterre ? Durant ses voyages, qui lui vaudront le surnom de Strata Smith, il cartographie les emplacements des couches stratigraphiques.

Au début, la stratigraphie se contente d’étudier les strates fossilifères. Ensuite, les géologues s’aperçurent que la plupart des événements géologiques (orogenèse, volcanisme, etc.) survenus dans une région avaient également laissé des traces.

Donc, la succession des couches de l’écorce terrestre joue le rôle d’un enregistreur qui fournit de précieuses archives. Par leur comparaison d’un lieu à un autre, elles permettent de reconstituer l’histoire de notre planète.

Par soucis de clarification et besoin de cataloguer les choses, les géologues ont défini des divisions stratigraphiques basées sur les principales formes de vie à des moments déterminés, pour désigner, soit des laps de temps (unités géochronologiques), soit des formations géologiques (unités chronostratigraphiques).

II.    LES GRANDES DIVISIONS GEOCHRONOLOGIQUES

 L’histoire de notre planète peut se diviser, selon les écoles, en deux ou trois éons. Certains scientifiques, comme H. Kuenen[1] et L.M. Van der Vleck[2] la partagent en :

–        Azoïque, ou éon d’avant la vie sur la Terre ;

–        Cryptozoïque, ou éon de la vie latente ;

–        Phanérozoïque, ou éon de la vie apparente.

D’autres préfèrent se limiter à deux éons

–        le Cryptozoïque, ou vie cachée ;

–        le Phanérozoïque, ou vie évidente.

Le Cryptozoïque est parfois divisé en trois ères :

–        l’Azoïque (sans vie) ;

–        l’Archéozoïque (vie primordiale) ;

–        le Protézoïque (vie très primitive).

Pour certains, Archéozoïque est synonyme de Protézoïque, et Archaïque celui d’Azoïque. Il est très difficile de définir la limite entre les deux premières parties, c’est pourquoi, une majorité de géologues, selon un autre mode de subdivision, ont rassemblé les temps précédant le Phanérozoïque sous le vocable de Précambrien, le Cambrien étant la première période du Phanérozoïque.

Le Phanérozoïque (du grec phaneros, apparent et zôon, être vivant) est également subdivisé en trois ères :

–        le Paléozoïque (vie antique) est l’ère des Poissons par excellence ;

–        le Mésozoïque (vie intermédiaire) correspond à l’ère des Reptiles ;

–        le Cénozoïque (vie récente) communément appelée l’ère des Mammifères.

Le Précambrien recouvre environ les 5/6 des temps géologiques (de -4.500 Ma. à -570 Ma.[3] ). Les terrains précambriens ont longtemps été considérés comme azoïques. Des découvertes plus ou moins récentes ont montré qu’en fait ils contenaient des traces d’activités organiques dont les plus anciennes remontent aux environs de -3.400 Ma.

Le Paléozoïque (du grec palaios, ancien et zôon, être vivant) ou Primaire couvre environ 340 Ma. II se subdivise en six périodes :

–        le Cambrien (-570 à -500 Ma.), période des Invertébrés ; toutes les espèces sont marines. Le terme a été proposé par Segdwick[4] en 1836 et est dérivé du nom latin, Cambria, du Pays de Galles ;

–        l’Ordovicien (-500 à -440 Ma.) ou période des graptolithes (du grec graphein, écrire et lithos, pierre) provient du nom de la tribu des Orovices qui occupait le Nord du Pays de Galles ;

–        le Silurien (-440 à -400 Ma.), période de l’orogenèse calédonienne. Le terme a été proposé par Murchison[5] en 1835 et est dérivé du nom de la tribu des Silures (Pays de Galles);

–        le Dévonien (-400 à -345 Ma.), période de désagrégation des massifs montagneux et de formation des déserts. II voit l’apparition des premiers Vertébrés. Provient du nom du comté de Devon (Devonshire dans le S-W de l’Angleterre) ;

–        le Carbonifère (-345 à -280 Ma.), période de la formation des grands gisements de houille et de l’orogenèse hercynienne. Terme proposé en 1882 par Conybeare[6] à cause de la grande fréquence, puissance et extension des charbons fossiles ;

–        le Permien (-280 à -230 Ma.), période de glaciations. Défini en 1841 par Murchison en allusion à la ville de Perm (Russie centrale).

Le Mésozoïque (du grec méso, moyen et zôon, être vivant) ou Secondaire s’étend sur environ 160 m.a. Il est subdivisé en trois périodes :

–        le Trias (-230 à -200 Ma.), période d’érosion et de sédimentation intenses. On assiste à l’épanouissement des Amphibiens. Le terme est proposé par le géologue allemand von Alberti en 1834, car il recouvre trois formations caractéristiques d’Allemagne le Buntsandstein (grès bigarrés), le Muschelkalk (calcaires coquilliers) et le Keuper (marnes irisées) ;

–        le Jurassique (-200 à -140 Ma.), période des Reptiles volants. Proposé par A. de Humbolt[7] en 1795 pour dénommer les terrains du Jura ;

–        le Crétacé (-140 à -65 Ma.), première période de formation du pétrole. Le vocable a été proposé par Omalius d’Halloy[8] en 1822 pour désigner le système de la « craie » (kreide en allemand, Chalk en anglais) qui défini un calcaire blanc, friable, tendre, caractéristique du Bassin parisien.

Le Cénozoïque (du grec kainos, récent et zôon, être vivant) ou Tertiaire s’étend seulement sur 60 m.a. Cette ère est distinguée en 1807 par A. Brongniart[9] pour grouper les terrains plus récents que la craie. Son début est marqué par la disparition de très nombreuses espèces dont les Dinosaures. Le Tertiaire est également caractérisé par l’orogenèse alpine; il se subdivise en deux périodes :

–        le Paléogène (-65 à -25 Ma.) qui est marqué par une abondance de Nummulites (d’où parfois appelé Nummulitique). Le nom est dû à Naumann[10] (1860) pour regrouper l’Eocène et l’Oligocène ;

–        le Néogène (-25 à -2 Ma.) défini par Hoernes[11] (1853) pour regrouper le Miocène et le Pliocène.

Le Néozoïque (du grec nios, nouveau et zôon, être vivant) ou Quaternaire fut disjoint du Tertiaire en 1829 par J. Desnoyers[12] pour remplacer le Diluvium, terme faisant allusion au déluge biblique. Il débute en -2 m.a. et se poursuit de nos jours. C’est la période qui vit l’extension de la calotte glaciaire et l’apparition de l’homme.

Un moyen mnémotechnique pour retrouver les systèmes et séries….?

Pour l’ère Primaire :

ou Cambronne, l’ordurier, s’il eut été dévôt, n’aurait pas carbonisé son père.

(Cambrien, Ordovicien, Silurien, Dévonien, Carbonifère, Permien)

Pour l’ère Secondaire

Sers nous trois Jupiler, Christine !

(Trias, Jurassique, Crétacé)

Pour l’ère Tertiaire :

Les Pales de l’éolienne d’Oléron miaulent et plient

(Paléocène, Eocène, Oligocène, Miocène, Pliocène)

Les glaciations du Quaternaire :

Bonne de gare, Marie rince les wagons

(Biber, Donnau, Günz, Mindel, Rizz, Würm )

Pour l’ensemble :

Prends cet or si siré car, penses-tu, je change plomb en or, mais pas par habitude.
(Précambrien, Cambrien, Ordovicien, Silurien, Dévonien, Carbonifère, Permien, Trias, Jurassique, Crétacé, Paléocène, Eocène, Oligocène, Miocène, Pliocène, Pléistocène, Holocène).

Fig. 1- Tableau simplifié des ères géologiques

Il est à remarquer que la limite entre les ères et certaines périodes correspond à des extinctions massives de d’espèces et de familles d’organismes vivants. Ainsi, cinq grandes extinctions ont été définies :

  • Fin de l’Ordovicien (440 millions d’années)
  • Fin du Dévonien (365 millions d’années)
  • Fin du Permien (225 millions d’années)
  • Fin du Triassique (210 millions d’années)
  • Fin du Crétacé (65 millions d’années)

Le dénominateur commun des grandes extinctions est la baisse du niveau des mers, appelée « régression marine ». Celui-ci peut baisser pour différentes raisons : une grande glaciation polaire, un changement dans la configuration des océans (tectonique de plaques, subsidence des continents, etc.).

D’autres facteurs peuvent également être la cause des extinctions. Ainsi, sur 24 extinctions, grandes et petites, six sont associées à d’irréfutables preuves d’impact. Six autres sont associées à des anomalies d’iridium. De la même manière, il y a corrélation entre cratère d’impact dépassant 80 Km de taille et extinctions. Les chercheurs en ont donc conclu que les cratères d’impact deviennent dévastateurs à partir de 80 Km d’envergure. Par contre, les éruptions volcaniques importantes qui coïncident avec les extinctions de masse semblent aggraver le processus mais n’en sont pas la cause directe.

Prenons comme exemple, l’extinction de la fin du Permien. Cette catastrophe a éliminé plus de 95% des espèces marines et terrestres. Cette période a coïncidé avec le moment où tous les continents sont entrés en coalescence, suite à la dérive de ces derniers: La Pangée est née. Il y a eu donc réduction de l’habitat disponible dans les eaux peu profondes. Les plateaux continentaux se sont retrouvés à l’air libre et desséchés. L’oxygène atmosphérique a connu une chute spectaculaire qui a affectée les animaux terrestres. Puis le niveau des mers est remonté brutalement. Le processus inverse a réduit l’habitat terrestre ainsi que l’oxygène dans les mers. On peut, pour reprendre l’expression de Wignall, parler de mort par étouffement des espèces. Par contre, l’extinction qui marque la limite K/T (65 Ma.) correspond à l’action combinée d’un volcanisme intense sur plusieurs milliers d’années qui a donné naissance aux traps du Deccan en Indes et à la percussion d’un astéroïde au Yucatan, coup de grâce final entraînant la disparition des dinosaures et des ammonites, entre autre.

Fig. 2 – Echelles des temps géologiques montrant les principales extinctions survenues durant le Phanérozoïque

III.   PRINCIPE DE  stratigraphie

1.  Les strates et leur analyse

Les dépôts sédimentaires qui forment les strates comportent :

—  des sédiments détritiques (clastiques), formés par l’accumulation de débris solides résultant de l’érosion, transportés par les cours d’eau ou les courants marins et qui se déposent sur le fond des bassins dont l’eau est relativement tranquille (conglomérats, sables) ;

—  des sédiments chimiques résultat d’une précipitation dans les eaux saturées (sel, gypse) ;

—  des roches organogènes (biochimiques) formées par l’activité sécrétrice de certains animaux ou de certains végétaux ;

—  d’autres dépôts stratifiés autres que sédimentaires, essentiellement d’origine volcanique (cendres).

2.  Les principes ou critères généraux

Les principes de la stratigraphie sont en nombre variable selon les auteurs. Ces principes sont d’une part des postulats, qu’il faut vérifier par l’observation, et d’autre part des relations géométriques entre les formations géologiques étudiées. Les deux principes qui semblent unanimement acceptés sont le principe de continuité et le principe de superposition.

a.    Le principe de continuité

Une strate est un ensemble sédimentaire ou volcanique délimité par deux surfaces plus ou moins parallèles, la base et le sommet, que l’on nomme « plancher » et « toit », en adoptant le langage des mineurs, qui correspondent à des discontinuités ou à des changements de composition.

Elle est définie par un faciès donné de même âge en tous ses points. Cela permet de faire des corrélations à distance.

 

 Fig. 3 – Exemple de corrélations à distance, par comparaison d’échantillons de la même roche.

 

b.      Le principe de superposition

La succession des strates dans un lieu donné est le résultat de leur dépôt en couches horizontales successives.

Dans cet exemple, la strate 1 est située sous la strate 2 et est donc plus âgée. De même, 2 est plus ancienne que 3.

Fig. 4 – Principe de superposition

 

Le principe de superposition peut s’énoncer ainsi : lorsque des sédiments se déposent, ou qu’il y a une succession de coulées volcaniques, la strate située le plus bas sera plus vieille que celle qui se trouve au-dessus.

Cependant, il existe de nombreux cas, ou les strates horizontales ont subi des perturbations d’ordre tectonique et le principe de superposition ne joue plus. C’est pourquoi, avant d’appliquer ce principe, le géologue doit rechercher si l’empilement des strates a été modifié par un accident tectonique (notamment grâce aux critères de polarité).

      

Par exemple, en cas de plissement inverse, les couches 1 et 2 se retrouvent à différents niveaux de la colonne lithostratigraphique. A, B, C et D sont dans l’ordre chronologique de leur dépôt. E, F et G sont en ordre inverse. H et I retrouvent l’ordre chronologique normal.

         

Fig. 5 – Plissement inverse

 

c.      Le principe de polarité

La détermination du « toit » et du « mur » d’une couche n’est pas toujours aisée. Il est parfois difficile de reconnaître le plan de stratification. C’est le cas, lorsque l’on rencontre une schistosité parallèle à un plan différent de celui du dépôt, due à des actions tectoniques. On recherche alors d’autres critères : pistes ou terriers d’animaux, racines, effets de lithophages, stratification entrecroisée (dans laquelle les lits sécants sont postérieurs aux lits coupés), etc.

Fig. 6 – Schistosité. So : stratification – S1 : schistosité – 1 : schistosité de plan axial dans un pli déversé. La schistosité a un pendage plus fort que la stratification dans le flanc normal et c’est le contraire dans le flanc inverse. Cela permet de les reconnaître sur de petits affleurements (2 et 3).

   

Fig. 7 – Stratification entrecroisée. Vue en coupe (1 m env. de haut) dans des bancs gréseux et conglomératiques (d’après photo. In C. Pomerol, 1975).

                           

d.      Le principe de recoupement

Ce principe intervient, lorsque la géométrie des strates est perturbée par un événement externe : intrusion magmatique, faille, plissement, discordance, érosion.

Dans cet exemple, la faille F affecte les strates 1 et 2 mais pas la strate 3. Elle est donc plus récente que 2 mais plus ancienne que 3

       Fig. 8 – Faille affectant la géométrie des strates

 

L’événement  qui provoque un changement dans la géométrie des roches est postérieur à la dernière strate qu’il affecte et antérieur à la première strate non affectée.

Tout événement géologique qui en recoupe un autre lui est postérieur.

Lorsque des couches horizontales reposent sur des couches plissées, on a une zone de contact anormale entre ces deux ensembles : on parle de discordance angulaire. Cela indique qu’il y a eu plissement puis érosion.

Fig. 9 – Discordance angulaire

e.        Le principe d’inclusion

Les morceaux de roche inclus dans une autre couche sont plus anciens que leur contenant.

f.         Le principe d’uniformitarisme

L’uniformitarisme, ou actualisme, est un des principes de base la géologie moderne. Il postule que les processus qui se sont exercés dans le passé lointain s’exercent encore de nos jours. Ce principe s’oppose au catastrophisme selon lequel les caractéristiques de la surface terrestre sont apparues soudainement dans le passé à partir de processus radicalement différents de ceux existant aujourd’hui. L’uniformitarisme a d’abord été formulé par le géologue écossais James Hutton (*03-06-1726 – …26-03-1797), puis plus largement répandu par le scientifique britannique John Playfair (*10-03-1748 – …20-07-1819) et le géologue britannique Charles Lyell (*14-11-1797 – …22-02-1875).

g.        Le principe d’identité paléontologique

Deux couches ayant les mêmes fossiles sont considérées comme ayant le même âge. Ce principe n’est pas lié aux rapports géométriques entre les couches, mais à la paléontologie ; il se base sur l’existence de fossiles stratigraphiques. Il permet de corréler des séries sédimentaires de régions éloignées

 Fig. 10 – Exemple d’identité paléontologique

Ces principes souffrent de nombreux contre-exemples et doivent être validés par l’observation de la situation étudiée. Ils sont néanmoins des points de départ utilisés par tous les géologues dans une situation inconnue

 

IV.     Differents types de stratigraphie

Lorsque le géologue se trouve en face d’un affleurement observable, par exemple la coupe dans un talus d’une route ou dans une tranchée de chemin de fer ou dans une carrière, il doit décrire les différentes couches qu’il découvre, les échantillonnées et mesurer leur caractéristiques, épaisseur, direction, pendage (notions sur lesquelles nous reviendrons lors d’un prochain cours). A partir de ses observations, il établit une colonne stratigraphique (un « log ») dans laquelle, les différentes couches, remises à l’horizontale, sont représentées avec leur épaisseur.

 Fig. 11 – Exemple de transformation d’une coupe de terrain en log

Sa démarche consiste à :

1° – Décrire le contenu lithologique des couches : la lithostratigraphie, c’est-à-dire l’étude des empilements sédimentaires d’un point de vue géométrique et pétrographique.

 

Les divisions lithostratigraphiques ainsi définie sont fondées sur les différences de nature entre les couches (faciès), indépendamment de leur contenu en fossiles, et la discontinuité entre celles-ci, selon la loi de Walter, à savoir que les strates se superposent en se développant simultanément d’amont vers l’aval, dans le sens du courant. La plus petite division est la couche (ou assise) ; plusieurs couches constituent une formation, plusieurs formations un groupe. Ces divisions sont rarement en corrélation avec le découpage biostratigraphique. La lithostratigraphie est, de ce fait, essentiellement un outil de corrélation régionale, qui s’avère utile pour préciser les évolutions dynamiques des paléo-environnements[13].

Fig. 12 – Exemple de relevé lithologique. La Formation 3 comprend un niveau riche en roches nodulaires calcaires, ce qui justifie l’individualisation de ce dernier en tant que membre. Les Formations 2, 3 et 4 pourraient constituer un groupe sur base de leur composition calcaire (la marne est une argile calcaire).

 

2° – Décrire les fossiles que les couches contiennent : la biostratigraphie, (faune et flore relatives à un temps). Celle-ci est basée sur le principe d’irréversibilité du mécanisme d’évolution des espèces au cours des temps géologiques. Elle utilise la paléontologie pour déterminer une chronologie relative, c’est-à-dire la succession de l’apparition des espèces.

Les divisions biostratigraphiques sont fondées sur le contenu en fossiles. La division de base est la biozone, unité fondamentale définie par un ou plusieurs fossiles caractéristiques ou fossiles-guides. Ces fossiles doivent avoir une très large répartition géographique (mondiale, de préférence) et une très courte durée d’existence. Pour le Paléozoïque, on se base sur les trilobites et les graptolites, pour le Mésozoïque ce sont les ammonites, bélemnites et oursins, et pour le Cénozoïque les gastéropodes et, plus rarement, les dents de squales. Actuellement on utilise plutôt des microfossiles, seulement observables au microscope, comme les conodontes (dents microscopiques d’un animal primitif encore peu connu), les foraminifères (unicellulaire à coquille dure), les radiolaires (algues siliceuses), les acritarches (organismes microscopiques de classification incertaines) et les spores des végétaux supérieurs. Dans le Dévonien belge, l’étage Giventien est caractérisé par « Stringocephalus burtini » et le Couvinien par « Calciola sandalina ».

Les biozones représentent des intervalles corrélables dans des faciès lithologiques éventuellement hétérogènes. On parlera de « zones à … » et on établira des corrélations de zones fossilifères. Ces zones de terrains sont rapportées à des chronozones théoriques, c’est-à-dire que l’ensemble des couches d’une « zone à A » est considéré s’être déposé entre l’apparition d’une espèce indice A et sa disparition, même si certaines couches intermédiaires peuvent ne pas contenir d’individus de l’espèce A, en raison de variations paléoenvironnementales, d’un biais d’échantillonnage sur le terrain (manque de chance…) ou autres raisons.

Fig. 15 – Radiolaires – 1 : Spumellaire – 2 : Nassellaire (in J. Piveteau

Fig. 17- Exemple de corrélation lithostratigraphie et biostratigraphique. En analysant la répartition de quelques fossiles présents dans les roches de la colonne lithostratigraphique, les biostratigraphes ont pu définir 7 biozones.

 

 3° –  Définir les intervalles de temps : la chronostratigraphie.

Les divisions chronostratigraphiques sont caractérisées par des ensembles de couches auxquelles on fait correspondre des intervalles de temps (divisions géochronologiques). Leur succession a été vue au chapitre II. Les techniques modernes de datation permettent de donner un âge absolu plus ou moins précis à ces divisions. La division de base est l’étage, défini par un affleurement type qui sert en quelque sorte d’étalon et que l’on nomme stratotype. Le nom de l’étage est le plus souvent dérivé de celui d’un lieu géographique ou historique, actuel ou ancien, auquel on ajoute le suffixe –en ou –ien (en anglais –an ou –ian ). Ce lieu est généralement, mais pas obligatoirement, celui où se trouve le stratotype.

Plusieurs étages forment une série ou époque. Plusieurs séries forment unsystèmeoupériode. Plusieurs systèmes forment un erathème ou ère. Plusieurs érathèmes forment un éonothème (équivalent géochronologique : èon ).

Tous les noms correspondant à ces divisions doivent commencer par une majuscule, sauf s’ils sont utilisés comme adjectifs (ex : le Tournaisien , les sables bruxelliens ).

 

Un certain nombre d’étages stratigraphiques ont été définis en Belgique, surtout dans le Paléozoïque :

— le Gedinnien (de Gedinne), défini par A. Dumont en 1848. Cet étage correspond dans cette région au début du cycle dévonien. Cependant dans le reste de l’Europe, on a pu établir sa correspondance avec le Downtonien supérieur (Pays de Galles) et le Lochkovien (Bohème), placés dans le Silurien.

— le Frasnien (de Frasnes-lez-Couvin), un étage du Dévonien, établi par J.B. d’Omalius d’Halloy en 1862 ;

— le Famennien (de la Famenne), proposé en 1855 par A. Dumont avec pour type la Famenne. Pour Dumont, il désigne l’étage inférieur quartzo-schisteux du système condrusien qu’il avait créé en 1848 ;

— le Tournaisien, premier étage du Carbonifère défini par A. Dumont en 1832 dans la région de Tournai ;

— le Dinantien, époque couvrant la première partie du Carbonifère européen, nommée d’après la ville de Dinant par E. Munier-Chalmas et A. de Lapparent en 1893. Cette époque est subdivisée en deux étages, le Viséen et le Tournaisien. Le Dinantien est spécifique à la stratigraphie européenne, dont l’usage est partiellement abandonné. Elle est actuellement incluse par la Commission internationale de stratigraphie dans la base du Mississippien qui recouvre le Dinantien et le Serpukhovien ;

— le Viséen, étage du Carbonifère, sous-étage du Dinantien, défini en 1832 par A. Dumont à Visée ;

— le Namurien, premier étage du Carbonifère supérieur, établi par J.C. Purves en 1883, à Namur ;

— l’Yprésien, étage de l’Eocène inférieur défini en 1849 par A. Dumont à partir de l’argile d’Ypres et des sables à Nummulites planulatus qui les couronnent.

L’équivalent géochronologique de l’étage est l’âge dont la durée, en moyenne, est de 5 à 6 millions d’années.

Unités

Géochronologiques Chronostratigraphiques Lithostratigraphiques Biostratigraphiques
Eon Eonothème  
   Ere     Erathème     Groupe
      Période         Système        Formation
        Epoque             Série           Membre
          Age                 Etage                Couche
             Chronozone                     Chron*                   Biozone

Tableau 1 – Equivalence entre les types de stratigraphie

* Le Chron correspond à la durée d’un biozone.

 Fig. 18 – A l’aide des biozones précédemment définies (fig. 16), 5 étages ont pu être délimités en se référant à une échelle chronostratigraphique internationale.


Il existe d’autres échelles stratigraphiques que nous ne développerons pas ici :

a) La magnétostratigraphie qui utilise les propriétés de certains métaux: Fe, Ni; Co, FeTiO3, d’enregistrer les caractéristiques du champ magnétique terrestre.

c) La sismostratigraphie qui analyse la propagation d’ondes engendrées par des explosions, chocs ou ultrasons dans les couches superficielles de l’écorce terrestre et à la surface de la mer.

En conclusion, l’établissement de l’échelle stratigraphique résulte du travail de milliers de géologues depuis 180 ans environ. La connaissance régionale fut et demeure la base de la chronologie relative; Trente années ont suffit pour développer la base de la chronologie absolue. Il est remarquable qu’elle n’ait bouleversé aucune des divisions précédemment définies par les stratigraphes.

Fig. 19 – Echelle stratigraphique de Belgique

V.      CHRONOLOGIE
Pour repérer un événement passé, on cherche à le situer par rapport à un autre, ou à en indiquer la date. Pour cela le géologue dispose de deux processus :

–        chronologie relative. La datation relative regroupe l’ensemble des méthodes de datation permettant d’ordonner chronologiquement des événements géologiques ou biologiques, les uns par rapport aux autres. Exemple : les mammifères sont apparus après les reptiles. Ces méthodes de datation font appel aux procédés que nous avons décrits précédemment.

–        chronologie  absolue, ou géochronologie. La datation absolue, comme le terme le dit, cherche à déterminer une date  précise (fonction de la précision de la méthode utilisée) en fonction d’une échelle des temps,  sur base de méthodes physiques. Parmi celles-ci, la radiochronologie. Les méthodes les plus courantes sont : Uranium / Plomb, Rubidium / Strontium (jusqu’à 3.850 MA), Potatium / Argon (de 1 à 100 MA), Carbone 12 et 14 (de 100 à 100.000 ans). Par exemple, les mammifères sont apparus il y a 200 millions d’années.

La chronologie pourrait faire l’objet d’un cours séparé.

VI.       BIBLIOGRAPHIE

 

Deflandre Georges (1967) – La vie créatrice de roches, Presses Universitaires de France, coll. « Que sais-je ? », N°20. (pour la fig. 4).

Fischer Jean-Claude (1986) – La géologie, MA éditions, « Le Monde de… », Paris.

Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson, Paris.

Raup David M. (1993) – De l’extinction des espèces, Gallimard, NRF essais (pour la fig. 2).

Six Robert (1993) – Les grandes étapes de la conquête de la biosphère, non publié.

Termier Henri & Geneviève (1992) – Stratigraphie, in Encyclopaedia Universalis, Corpus 21, Encyclopaedia Universalis France S.A.

Van der Vlerk I.M., Kuenen P.H. (1951) – L’Histoire de la Terre des origines jusqu’à l’homme, Marabout Université.

Sources internet :

http://home.scarlet.be/~tsc87009/geologie/strat_1.htm

http://www.cmpb.net/fr/stratbelg.php

http://www.universalis.fr/corpus-encyclopedie/130/h980801/encyclopedie/gedinnien.htm

http://fr.wikipedia.org/wiki/Dinantien

http://www.dinosoria.com/cinq.htm


[1]     E Kuenen, professeur de géologie l’université de Groningen, docteur «honoris causa» de l’Université de Dublin, membre de l’Acadéinie royale des sciences des Pays-Bas.

[2]     L.M. Van der Vleck, professeur de paléontologie l’Université de Leyde, directeur du Musée national néerlandais de géologie et paléontologie, membre de l’Académie royale des sciences des Pays-Bas.

[3]     Ma. = millions d’années (d’après « Géoécriture ou l’art d’écrire la géologie », Louis Davis, BRGM, 1984).

[4]     Adam Sedgwick (*22-03-1785, Dent -comté de Yorkshire – …27-01-1873) est un des fondateurs de la géologie moderne. Il a étudié les couches géologiques composant le Dévonien puis plus tard celles du Cambrien.

[5]    Sir Roderick Impey Murchison (*19-02-1792, Tarradale,  – …22-10-1871) est un géologue britannique qui a fourni la première description du Silurien.

 [6]    William Daniel Conybeare (*7-06-1787 – …12-08-1857) est un géologue et paléontologiste britannique.

 [7]   Alexander von Humboldt (*14-09-1739 – …06-05-1859) est un naturaliste et explorateur allemand.

 [8]    Jean-Baptiste-Julien d’Omalius d’Halloy (*16-02-1783, Liège – …15-01-1875) fut le premier réalisateur d’une carte géologique de France.

 [9]    Alexandre Brogniart (*1770 – …1847) : minéralogiste, géologue, zoologiste et paléontologue français.

 [10]  Karl Friedrich Naumann (*30-05-1797 – …26-11-1873) est un géologue allemand.

 [11]   Rudolf Hoernes (*7-10-1850 – …1912) est géologue et un paléontologue autrichien.

 [12]  Jules Pierre François Stanislas Desnoyers (*8-10-1800 – …1887) est un géologue, archéologue et historien français, membre fondateur de la Société géologique de France.

 [13]   Paléoenvironnement : ensemble des caractères physico-chimiques et biologiques des milieux du passé.

Catégories : Géologie | Un commentaire

La Tectonique de plaques

I.               INTRODUCTION

L’hypothèse de la dérive des continents est une idée qui a plus de 400 ans. Elle fut reprise et admirablement construite et structurée par Alfred Wegener au début du XXe siècle. Malheureusement, elle n’est pas acceptée par la majorité des géologues et tombe en défaveur jusque dans les années 1970. Depuis, de nombreuses preuves ont montré sa validité et elle est reconsidérée en termes de « tectonique de plaques ». Une véritable révolution dans les sciences de la Terre dans les années 1970.

II.            HISTORIQUE

— Père François Placet (1668) : pionnier en la matière, mais dans le cadre des croyances religieuses imposées par l’Inquisition : « La corruption du grand et du petit monde, où il est montré que devant le déluge, l’Amérique n’était point séparé des autres parties du monde » ;

— Théodore Lienthal (1756) : formes emboîtées de certaines côtes atlantiques (Amérique du Sud, Afrique) ;

— Antonio Snider (1858) : observation paléobotanique : similitude des plantes carbonifères d’Amérique du Nord et d’Europe ;

— Edouard Suess (fin XIXe s) : 1er argument géologique : correspondance entre formations géologiques des continents de l’hémisphère sud, d’où existence d’un supercontinent, le Gondwana (tiré du Gondwanaland, région Centre-Est de l’Inde) ;

— Alfred Wegener (1912) : théorie de la dérive des continents !

III.          STRUCTURE INTERNE DE LA TERRE

Grâce à la sismologie, étude de la transmission des ondes émises lors des tremblements de terre, on a pu déterminer que notre planète est formée de quatre sphères emboîtées.

De la surface vers le centre :

—      La croûte qui forme l’écorce, rigide et froide, a une épaisseur de 7 Km sous les océans et de 30 à 40 Km sous les continents. Elle fait partie de la lithosphère qui comprend en plus une partie du manteau. Elle atteint 70 Km au niveau de la croûte océanique et environ 150 Km sous  la croûte continentale. Elle est découpée en plaques mobiles qui se déplacent horizontalement sur l’asthénosphère.

—      Le manteau, ceinture rocheuse de 2.900 Km d’épaisseur composée de silicates et d’oxyde ferro-magnésiens. Il est subdivisé en trois unités de composition minéralogique différente :

–                                         le manteau supérieur, de 400 Km de profondeur ;

–                                         la zone de transition allant de 400 à 660 Km ;

–                                         le manteau inférieur, de 600 à 2.900 Km.

Au point de transition entre la zone de transition et le manteau inférieur, la température atteint 1.600° C et la pression y est de 23 GPa, tandis qu’au niveau de la couche D », la température est de 3.500° C et la pression de 135 GPa.

L’asthénosphère qui est constitué par le manteau moins sa partie appartenant à la lithosphère n’est pas rigide mais à tendance à fluer sous de faibles contraintes ce qui permet aux plaques de la lithosphère de se déplacer les unes par rapport aux autres.

—      Le noyau externe de 2.900 à 5.100 Km, très dense et très chaud, séparé du manteau par la couche D ». Il est formé par un alliage métallique de fer, nickel et éléments plus légers à l’état liquide.

A 5.100 Km, la température monte à 5.250° C et la pression à 330 GPa.

—      La graine, d’un diamètre de 1.271 Km, occupe le centre de la planète et est de même composition que le noyau quoique solide. Au centre, la température atteint 6.000° C et la pression est de 365 GPa.

La Terre a un rayon moyen de 6.371 Km.

Fig. 1 – Structure interne de la Terre

IV.           LIMITES ENTRE PLAQUES

 A.                           Plaques

 Pour rappel, ce sont des parties rigides superficielles de la croûte terrestre, épaisses d’environ une centaine de kilomètres, dont l’ensemble forme la lithosphère. Elles peuvent se déplacer horizontalement sur le substratum visqueux, l’asthénosphère. Les limites entre elles ou leurs frontières sont de trois types :

–                                         rift océanique ;

–                                         fosse océanique avec subduction ;

–                                         faille transformante.

 Dans les années 1970, un géologue sud-africain, X Le Pichon, a déterminé six grandes plaques limitées par des zones d’activité sismique : eurasienne, indienne, pacifique, américaine, antarctique et africaine. En fait, il en existe d’autres plus petites, secondaires, qui porterait leur nombre à une vingtaine.

Les plaques sont de différentes natures :

–                                         entièrement océaniques, comme la plaque pacifique ;

–                                         partiellement océaniques et continentales, plaques nord et sud-américaines ;

–                                         entièrement continentale, plaque iranienne.

Fig.  2 – Les plaques et leurs limites

 

B.                           Dorsale ou rift océanique

 L’exploration des fonds marin, à partir des années 1960, a permis de montrer que ceux-ci possèdent des reliefs très importants et variés. Ils sont caractérisés par une dorsale, chaîne de montagnes longue de plus de 60.000 Km, de 3 Km d’altitude et d’une largeur  approximativement d’un tiers de celle de l’océan qu’elle traverse.

La dorsale est le siège d’un volcanisme basaltique, aussi la croûte océanique est-elle composée de basalte.

Fig. 3 – Coupe de la dorsale

Le long des dorsales s’échelonnent des failles transformantes, cassures perpendiculaires à l’axe de la dorsale. Ces failles découpent la dorsale en segments.

Fig. 4 – Vue en perspective d’une faille transformante. La partie sismique active (représentée par les points blancs) se situe entre les deux branches du rift à partie desquelles se renouvelle le fond océanique.

C.                          Fosses  océaniques

Une deuxième forme de relief que l’on rencontre dans les fonds océaniques est la fosse ou anciennement le ravin abyssal. C’est une dépression allongée, de plusieurs milliers de kilomètres, dont la profondeur est égale ou supérieure à deux fois la profondeur moyenne des océans (de 5.000 à 11.000 m). Ces zones se concentrent le long des continents (exemple, côte ouest de l’Amérique du Sud) ou des archipels volcaniques ou îles en guirlandes (les Aléoutiennes, les Kouriles, le Japon, les Kyu-Ryu, les Philippines, les îles de la Sonde).

Fig. 5 – Fosses océaniques

Ces îles en guirlande et les zones des continents adjacents aux fosses sont sujet à une activité sismique et volcanique intense. De plus, les épicentres des tremblements de terre moyens et profonds se situent sur un plan incliné appelé plan de Benioff.

D.                          Failles  transformantes

Une faille transformante ou décrochante peut se former à la frontière entre deux plaques lithosphériques qui coulissent l’une par rapport à l’autre. Elle peut relier deux portions de fosse océanique, ou une fosse et un rift, ou deux portions de rift comme nous l’avons vu plus haut.

Fig. 6 – Failles transformantes de rift R à fosse F, à gauche, et de fosse à fosse à droite (extrait du « Dictionnaire de Géologie »).

 

 Fig. 7 – Une grande faille transformante court du golfe d’Aqaba, au Sud, jusqu’à la Turquie, au Nord. Ses mouvements coulissants sont à l’origine de la vallée du Jourdain et de celle d’Aqaba, ainsi que des bassins effondrés du lac de Tibériade, de la mer Morte et du golfe d’Aqaba.

 

V.             LA THEORIE DE LA TECTONIQUE DE PLAQUES

Le jeu des plaques l’une par rapport à l’autre se traduit par trois phénomènes : accrétion ou expansion (accroissement de la croûte), subduction (disparition de celle-ci) et glissement latéral de deux plaques entre elles. La sphère terrestre ne variant pas en surface, il est logique, que si d’un côté la lithosphère s’agrandit, elle doit se réduire ailleurs pour rester en gros constante.

A.                           Zones d’accrétion ou d’expansion

Au niveau des dorsales océaniques, les plaques sont en extension et s’écartent l’une de l’autre par apport de matière venant de l’asthénosphère. Ce phénomène se manifeste dans les rifts océaniques par un volcanisme basaltique avec épanchement de laves en coussins (pillow lavas). C’est ce que l’on appelle l’accrétion océanique. Les nouvelles laves s’écartent de part et d’autre de l’axe du rift, immédiatement remplacées par de plus jeunes. C’est l’effet du tapis roulant. En se refroidissant, la nouvelle croûte s’épaissit, devient plus dense et déprime l’asthénosphère : il y phénomène de subsidence du fond océanique.

Le magma remontant de l’asthénosphère perce la croûte continentale.

Des sections de la zone fracturée, surchauffées et soulevées, s’écartent créant un rift.

Les deux parties se séparent au fur et à mesure que la lave sort du rift. L’eau de mer remplit le bassin ainsi formé.

Fig. 8 – Naissance d’un océan

 

C’est ainsi que se forment les océans. Un bel exemple est l’Atlantique.

Fig. 9 – Cartes très schématiques illustrant l’ouverture de l’Atlantique du Trias (1) au Crétacé supérieur (4)(extrait du « Dictionnaire de Géologie »).

B.                           Zones de subduction

Une plaque à croûte océanique se met à plonger dans l’asthénosphère lorsqu’elle rencontre une autre plaque : c’est la subduction. Cela se produit généralement, mais pas obligatoirement, à la limite d’une plaque continentale, plus légère et qui passe par-dessus la plaque océanique alourdie comme nous l’avons vu plus haut, et par l’accumulation de sédiments. Plusieurs phénomènes sont corrélatifs à cette subduction :

–                 creusement d’une fosse océanique ;

–                 production de séismes le long du plan de subduction ou plan de Benioff, par frottements ou relaxations ;

–                 formation d’un prisme d’accrétion correspondant à un empilement d’écailles tectoniques formées de sédiments et de roches volcaniques plongeant sous la plaque continentale ;

–                 volcanisme andésitique à la verticale de la plaque plongeante.

Fig. 10 – Exemple de subduction

C.                          Failles transformantes

 Les limites entre plaques, où il y a faille transformante, ne présente ni production, ni destruction de matière. Dans ce cas, ces failles sont parallèles au mouvement des plaques, pas forcément perpendiculaire aux dorsales océaniques, et les deux plaques coulissent l’une par rapport à l’autre. Elles sont le théâtre de séismes de grandes ampleur, car, lors du frottement, une énergie importante peut s’accumuler et lorsque celle-ci dépasse un certain seuil, tel un ressort qui se détend, les deux plaques peuvent faire un rebond entraînant un tremblement de terre catastrophique. Le plus bel exemple est la faille de San Andreas en Californie

 

Fig. 11 – Le destin de la Californie, une des régions les plus instables du globe.

 

D.                          Séquence théorique complète des événements

 1.     Stade de distension

Formation d’un fossé d’effondrement, ou rift, bordé par des escarpements en marches d’escalier délimités par des failles normales. Ce fossé se situe sur un bombement topographique qui correspond à un amincissement de la croûte et à un flux thermique supérieur à la normale, dus à la remontée d’une masse magmatique. Ce phénomène s’accompagne généralement d’un volcanisme basaltique, d’une sismicité élevée et d’une sédimentation importante.

Ce stade peut s’observer en Alsace avec le graben du Rhin et dans la région des Grands lacs africains.

 2.     Stade océan étroit

Formation d’un fond océanique par élargissement du fossé et épanchement de laves basaltiques entre les deux lèvres du rift. L’élargissement de celui-ci et son effondrement permet l’envahissement progressif des eaux marines. Un début d’océan se forme, dont le plancher est de nature basaltique, alors que celle des deux morceaux de continent qui le jouxtent est granitique. La faible largeur de l’océan empêche le renouvellement rapide des eaux, entraînant leur stagnation et provoque un milieu réducteur (euxinique) par manque d’oxygénation. La matière organique se conserve.

Ce stade d’évolution est bien illustré par la mer Rouge qui s’ouvre entre l’Arabie et l’Afrique depuis 30 Ma.

 3.     stade océan large

Au niveau de la dorsale, le phénomène d’accrétion joue. L’océan s’élargit et les continents s’écartent symétriquement sur plusieurs milliers de kilomètres. La circulation des eaux entraînée par les courants marins permet l’élimination de la matière organique qui s’oxyde. La répartition de la sédimentation est régit par trois paramètres :

–        la quantité des apports détritiques : sédiments amenés par les fleuves, par les icebergs, par les vents ;

–        la productivité biologique du milieu océanique : boues abyssales essentiellement constituées par des coquilles ou squelettes de plantes et d’animaux planctoniques ;

–        l’éloignement de la dorsale qui conditionne l’âge du fond océanique et sa profondeur.

C’est le cas de l’Atlantique (fig. 9) et de l’océan Indien.

Fig. 12 – Exemple des stades 1 et 2. La Rift Valley africaine est une déchirure continentale qui s’étend de l’Ethiopie au Mozambique, prémices d’un futur océan. La mer Rouge est quant à elle un jeune océan qui s’ouvre entre l’Afrique et l’Arabie.

4.     stade subduction

Avant de parler de subduction, définissons ce qu’est une marge continentale. C’est la région immergée de la bordure d’un continent qui fait le raccord avec les fonds océaniques. Les marges sont de deux types :

–        marge passive, lorsque le passage de la croûte continentale à la croûte océanique se fait au sein d’une même plaque lithosphérique. Les bords de l’Atlantique, à l’exception des Antilles sont des marges passives ;

–        marge active, lorsque la croûte océanique s’enfonce par subduction sous la croûte continentale. La côte ouest de l’Amérique est bordée par une marge active : la plaque pacifique s’enfonce sous la plaque américaine.

 Marge passive (du type atlantique)

En gros, les marges passives se présentent sous forme de marches d’escalier assurant la transition entre le plateau continental de faible profondeur (0 à 200 m) et d’environ 80 Km de large et les plaines abyssales ou glacis continental (de 4.000 à 5.000 m de fond). Le raccord entre ces deux zones se fait par la pente continentale ou talus continental, large d’environ 45 Km et de 200 à 4.000 m de profondeur.

Marge active (du type pacifique)

Dans ce cas, le glacis continental est remplacé par une fosse marginale large de 80 à 100 Km et de 10 à 11 Km de profondeur. On y rencontre une activité sismique importante dont les foyers se situent le long du plan de Benioff.

Fig. 13 – Schématisation des deux types de marges continentales (extrait du « Dictionnaire de Géologie »)

MA : marge active avec fosse ; e : bord externe ; i : bord interne de la fosse ; vol. : volcanisme – MP : marge passive ; cr. océan : croûte océanique ; gl : glacis ; pe : pente continentale (ou talus) ; pl : plateau continental

 Subduction (fig. 10)

De ce qui précède, le phénomène de subduction aura toujours lieu au sein d’une marge active, caractérisée par un découplage entre la partie continentale et la partie océanique, cette dernière s’enfonçant sous la première.

Parfois, de la marge continentale se détachent des arcs insulaires (ou guirlandes) par formation entre eux et le continent d’un bassin marginal à fond océanique. Ces arcs se forment également lorsqu’une plaque océanique s’enfonce sous une autre.

Fig. 14 – Arc insulaire

 

5.     stade collision

La subduction est le résultat d’un resserrement des marges continentales en relation avec une extension de fonds océaniques. Le terme ultime de celui-ci est une collision de deux continents. Cette dernière est à l’origine de la formation des chaînes de montagnes ou orogenèse.

La formation des Alpes ou celle de l’Himalaya en est deux exemples.

                                                            

Fig. 15 – L’Himalaya est né de la collision de                                                  Fig. 16 – Remontée de

                l’Inde et du Tibet                                                                                   l’Inde  depuis 25 Ma.

E.                           Reconstitution des déplacements des plaques ces 200 derniers Ma.

 En datant par une méthode de datation absolue les roches à différentes distances de la dorsale il a été possible de déterminer la vitesse d’expansion de celles-ci et par conséquence l’éloignement et le rapprochement des plaques pour les 200 derniers Ma.

Voir la succession d’après Dietz dans la monographie de B. Ducarme, depuis – 220 Ma à aujourd’hui. Il extrapole et imagine la position des continents dans 50 Ma.

VI.           PREUVES DE LA DERIVE

De nombreuses observations ont apporté des preuves à cette théorie de la dérive des continents.

1.     Etude des glaciations du Carbonifère et du Permien

A deux reprise, à la fin de l’Ordovicien (-590 Ma) et à la fin du Dévonien (-360 Ma), l’hémisphère Sud a subi deux glaciations de grande ampleur dont les traces se retrouvent en Amérique du Sud, en Afrique australe et orientale jusque Madagascar, en Inde, dans le sud de l’Australie et sur le continent antarctique. Il s’agit de tillites (conglomérats d’origine glaciaire), déposés sur une surface présentant un modelé glaciaire (poli et strié). Ces corrélations permettent de dire que ces différents blocs continentaux appartenaient à ces époques à un seul supercontinent qui occupait une position australe.

Fig. 17 – Localisation des dépôts glaciaires des continents de l’hémisphère sud au Permien-Carbonifère.

 2.     Série gondwanienne

Les âges de ces différentes tillites coïncident, apportant la preuve de leur simultanéité. De plus, elles contiennent les mêmes espèces de fougères fossiles (Glossopteris et Gangamopteris).

Ces différentes formations constituent une série caractéristique, la série gondwanienne qui couvre la période allant du Dévonien au Trias. Cette suite de dépôts sédimentaires comprend des lits de tillites, des couches de charbon et toute une variété de plantes fossiles dont celles citées ci-dessus. L’uniformité des séries suggère qu’il y a 200 Ma ces différents blocs continentaux formaient une seule masse, le Gondwana.

Fig. 18 – Flore gondwanienne : Glossopteris, Gangamopteris cyclopteroides.

 

 

 Fig. 19 –La série gondwanienne

 

3.     Le paléomagnétisme

2.1. Mécanisme du magnétisme terrestre

Nous ne nous attarderons pas sur ce phénomène ici. Retenons simplement que l’aiguille aimantée d’une boussole s’oriente vers le pôle magnétique et que sa position par rapport à l’endroit où elle se trouve varie. Au pôle Nord, elle se dirige verticalement vers le globe ; au pôle Sud, c’est l’inverse, à l’équateur, elle est tangente au globe et entre les pôles et l’équateur, elle adopte une inclinaison qui augmente lorsque l’on approche des pôles. Ainsi, on peut déterminer la latitude à laquelle on se trouve.

Certains minéraux, à base d’oxyde de fer, que l’on trouve dans les roches sédimentaires ou volcaniques ont la propriété de s’orienter selon le champ magnétique terrestre. Cette orientation se fait, lorsque la roche n’est pas encore consolidée s’il s’agit de sédiments ou non encore refroidie dans le cas des roches volcaniques.

Grâce à cette propriété (magnétisme rémanent),  on peut donc connaître le magnétisme du moment de formation des roches et remonter ainsi dans le temps.

2.2. L’inversion des pôles

La détection des anomalies magnétiques dans la croûte océanique donne une confirmation de la théorie de la tectonique de plaques. On retrouve ces anomalies de part et d’autre de la dorsale dans les basaltes. Donc, ces roches se sont formées en même temps et ont été repoussées par le phénomène d’accrétion. On constate que le champ magnétique terrestre s’est inversé de nombreuses fois au cours des temps géologiques.

Fig. 20 – Anomalies magnétiques dans les basaltes de part et d’autre de la dorsale

En bleu : polarité normale ; en gris : polarité inverse.

 

2.3. La migration des pôles

Nous avons vu que les roches sédimentaires peuvent également enregistrer la direction du champ magnétique. Sur un continent, des roches sédimentaires d’âges différents présentent des anomalies magnétiques différentes. Cela permet de retracer, à partir d’une succession de roches de plus en plus jeunes, le trajet des pôles.

Sur deux continents différents, des roches d’un même âge présentent des anomalies différentes, montrant pour une même période des orientations des pôles divergentes. Si l’on reconstitue la position respective de ces continents selon des critères établis par la théorie de la tectonique de plaques, ces divergences s’annulent.

En fait ce ne sont pas les pôles qui migrent, mais bien les plaques qui bougent et passent par les pôles.

Fig.  21 – Migration des pôles. I : cas de deux continents ; II : cas d’un continent.

4.     Age des basaltes et des sédiments formant la partie supérieure des plaques océaniques

Reprenons le schéma d’une dorsale. On constate une série de 3 couches successives :

–                 couche supérieure, constituée de sédiments dont l’âge et l’épaisseur augmentent en fonction de l’éloignement de l’axe de la dorsale ;

–                 couche 2, composée de basalte, roches provenant du refroidissement de la matière en fusion sortant au niveau de la dorsale. Leur âge augmente également en fonction de leur éloignement de l’axe ;

–                 couche 3, formée de gabbro, roche analogue au basalte mais contenant des cristaux visibles à l’œil. Elle s’est formée à plus grande profondeur où la température et la pression ont diminué plus lentement, permettant une cristallisation des minéraux.

Fig. 22 – Les trois couches de la croûte océanique

 

5.     Ajustement géographique des rives opposées de l’Atlantique

Dès 1964, des géologues britanniques présentèrent une analyse élégante de l’ajustement géographique des rives opposées de l’Atlantique Nord et Sud. Ils l’obtinrent à l’aide d’un ordinateur, en prenant en compte la limite du plateau continental.

Fig. 23 – Assemblage des continents à l’aide d’un ordinateur en prenant l’isobathe de 2.000 m, limite des blocs continentaux

 

 De plus, on constate que les provinces géologiques situées de part et d’autre de l’Atlantique Sud, en Afrique et en Amérique du Sud correspondaient entre elles si l’on rapprochait les deux continents.

Fig. 24 – Position probable de l’Afrique et de l’Amérique du Sud. Zones en bleues : cratons

6.     Les variations du flux thermique

Le flux thermique est la quantité de chaleur qui traverse une surface donnée (1 cm) en un temps donné (1 seconde). Il est en moyenne à la surface du globe de 1,2 µcal/cm²/s. Lors de mesure en de nombreux points de l’océan Pacifique, dans les années 1950, le géophysicien Sir Edward Bullard  remarque des anomalies négatives  (diminution) au-dessus des zones de subduction et des anomalies positives (augmentation) au droit des dorsales, ou des arcs insulaires. Il associe ces constations aux courants de convection qui règnent au sein du manteau inférieur. Il est évident que la mesure du flux thermique en divers points géologiques s’avère beaucoup plus complexe que ça.

7.     Les « hot spots » ou points chauds

Un point chaud est une zone de formation de magma au sein du manteau inférieur. La matière en fusion remonte sous la forme d’un panache, colonne ascendante, et perce la lithosphère où se manifeste une activité volcanique. Ces points chauds ont une durée de vie longue de quelques dizaines de millions d’années et sont fixes par rapport au repère que forme le globe.

Fig. 25 – Les points chauds

 

 Au droit d’un point chaud, se forme une île volcanique. Les laves émises sont également de nature basaltique mais se distinguent par leur teneur élevée en matériaux alcalins (lithium, sodium, potassium, etc.). Elles sont plus visqueuses et s’épanchent en longues coulées. Leur cône éruptif est plus ample.

C’est la Canadien Tuzo Wilson qui montra que ce type de volcanisme est également un témoin du mouvement des plaques à la surface du globe. Il constata que plus les îles sont éloignées du point chaud, plus elles sont vieilles et qu’elles se déplacent selon les mouvements des plaques, épousant leur changement de direction.

Fig. 26 – Les archipels intra-océaniques du Pacifique

 

8.     Apports de la paléontologie

Nous avons vu plus haut que des fougères fossiles de même espèce ont été retrouvées dans différents terrains de même âge dans l’hémisphère austral. D’autres fossiles de même espèce d’animaux ont également été découverts à des milliers de kilomètres les uns des autres, comme par exemple le Lystrosaurus, reptile de petite taille que l’on trouve en Afrique australe, en Inde, en Chine et en Antarctique. La théorie initial des ponts permettant le passage d’un continent à l’autre ne pouvait permettre d’expliquer sa présence en des zones si distantes les unes des autres. Seule l’existence d’un supercontinent donnait une explication valable.

Les découvertes paléontologiques plus ou moins récentes permettent d’établir une corrélation entre la diversification des espèces et la fragmentation des continents par leur dérive. Lorsque les continents sont agglomérés, on constate une moins grande variété dans les espèces animales. Leur séparation s’accompagne d’une évolution distincte des espèces au départ identiques. Un exemple typique est l’île de Madagascar où l’on trouve le plus grand nombre d’espèces de lémuriens.

Fig. 27 – Indices paléontologique en faveur de la dérive des continents

Fig. 28 – Deuxième exemple d’indices paléontologiques

VII.         LE MOTEUR DE LA DERIVE

Maintenant qu’il est acquis que la tectonique de plaques est plus qu’une hypothèse mais une théorie qui se confirme par des faits établis, cherchons à expliquer le moteur de cette dérive.

Revenons à notre coupe du globe.

L’énigme de ce moteur n’est pas encore entièrement résolue, mais l’hypothèse de courants de convexion semble la plus plausible. Au niveau de l’asthénosphère, des courants de chaleur entraîneraient de la matière « fluide », qui mettrait les plaques en mouvement.

Actuellement une vision d’une convection en dôme semble satisfaire les scientifiques.

Dans les zones chaudes de la couche D », se développent de grands bombements de matière plus légère, avec des panaches qui s’échappent de ceux-ci. Ils seraient nourris en partie par la matière chaude chassée par les plaques en subduction qui traverseraient tout le manteau et s’écraseraient sur la limite noyau-manteau au niveau de la couche D ». Deux grandes régions de dômes, l’une sous l’Afrique, l’autre sous le Pacifique, créeraient des courants ascendants. De part et d’autre, les zones de subduction entretiendraient les courants descendants. Ce scénario peut expliquer les grands mouvements des plaques responsables de l’ouverture des océans, de l’orogenèse, etc., ainsi que les points chauds.

Fig. 29 – Modules de convection

Fig. 30 – convection en dôme

VIII.      CONSEQUENCES DE LA DERIVE

1.     Le volcanisme et les séismes

Les principaux volcans actifs et les foyers des séismes sont concentrés dans les mêmes zones, c’est-à-dire, le long des fosses océaniques et des dorsales.

2.     L’orogenèse

La formation des montagnes est également liée à la tectonique de plaques comme nous l’avons vu. Elles s’érigent dans les zones de subduction par plissement et chevauchement des couches de roches sédimentaires.

3.     Les gisements miniers

Les géologues ont constaté que deux domaines sont particulièrement riches en ressources minérales : la vallée médiane de la dorsale et les arcs volcaniques.

IX.           CONCLUSIONS GENERALES

 De simple hypothèse, la tectonique de plaques est devenue une théorie bien établie, accréditée par des nombreuses preuves de diverses origines (géologiques, climatologiques, paléontologiques, magnétiques, etc.). Cette science a permit une explication rationnelle des nombreux phénomènes qui agitent notre planète et elle à la base de toute la géologie moderne.

 

X.             BIBLIOGRAPHIE

—      Ducarme B. (1983) – De la dérive des continents à la tectonique des plaques, Editions du G.E.S.T.

—      Collectif – L’histoire de la Terre, Les Dossiers de la Recherche –N° 25 – nov. 2006 – janv. 2007.

—      Collectif – L’écorce terrestre, Dossier Pour la Science – juin 1995.

—      Collectif (1977 à 1979) – La dérive des continents – La tectonique des plaques, Bibliothèque Pour la Science (réunion d’articles parus dans Pour la Science)

—      Cousteau J.-Y. (1983) – La planète terre – La dérive des continents, Editions Robert Laffont S.A.

—      Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson.

—      Hallam A. (1976) – Une révolution dans les sciences de la Terre, Editions du Seuil, coll. Points – Science S5.

—      Michel F. (2005) – Roches et paysages – Reflets de l’histoire de la Terre, BRGM éditions – Belin – Pour la Science.

—      Miller R. (1983) – La dérive des continents, Editions Time-Life, Amsterdam.

—      Roubault M., Coppens R. (1972) – La dérive des continents, PUF, coll. « Que sais-je ? ».

—      Six R.Wegener ou la dérive des continents, in Le Bulletin du G.E.S.T. N°  42 – juillet 1990.

—      Six R.Géologie de Madagascar, in Le Bulletin du G.E.S.T.,  N° 136 – mars 2006.


[1]             Tectonique de plaques et non tectonique des plaques comme le langage courant le présente (d’après Louis David, Géoécriture ou l’art d’écrire la géologie, BRGM – Manuels & Méthodes N° 10 – 1984)

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WEGENER OU LA DERIVE DES CONTINENTS

I.           Introduction

La théorie de la tectonique des plaques, unanimement acceptée par les géologues actuels, est entrée dans le domaine public, grâce aux nombreux ouvrages de vulgarisation et aux différents mass média. Elle explique la majorité des événements géologiques passés ou présents qui ont modelé ou modifient notre planète. Cependant, cette théorie est relativement jeune; elle a vu son plein épanouissement pendant les années 1970. Ce que l’on sait moins, c’est qu’elle découle de la conception de translation des continents émise par Alfred Wegener, dès 1910.

II.           Qui est Alfred Wegener ?

Alfred Wegener est né le 1er novembre 1880, à Berlin. Son père était prédicateur évangélique. Il fit ses études au lycée de Cologne, dans sa ville natale, puis dans les universités de Heidelberg, Innsbruck et Berlin. En 1904, Alfred, en fin d’études, défend une thèse d’astronomie. Il est nommé astronome à l’ « Urania » de Berlin. Quelques temps plus tard, il rejoint son frère Kurt en qualité de second aide technique à l’Observatoire astronomique de Tegel en Prusse.

En 1906, les deux frères battent le record du monde de la durée de vol en ballon (52 h 1/2) sur le trajet Berlin – Jutland – Kattegat – Spessart. Le but de ce vol est l’étude de l’exactitude du collimateur de site à bord des aéronefs.

En 1906, A. Wegener accompagne une expédition danoise sur la côte N-E du Groenland où il séjourna deux ans, s’initiant à la technique des voyages polaires. Les observations qu’il y fait sont d’ordre météorologiques. A son retour, il passe un examen à l’université de Marburg dans la spécialité Astronomie et Météorologie.

En 1912, il entreprend une deuxième expédition, avec le danois J.P. Koch, dans le but de séjourner pendant l’hiver sur le bord oriental de l’inlandsis et d’effectuer la traversée du Groenland  dans sa partie la plus large. Lors de son retour, il épouse  Elsa Köppen, fille du météorologiste Peter Köppen.

Pendant la guerre de 1914-1915, blessé à deux reprises, il est affecté au service météorologique des armées. Après ce premier conflit mondial, il succède à son beau-père en tant que chef de section à l’Observatoire maritime de Hambourg et occupe simultanément la chaire de professeur extraordinaire de Météorologie à l’Université de cette même ville.

En 1915 paraît la première édition de « Die Entstchung der Kontinente und Ozeane » (La Genèse des continents et des océans). Des éditions complètement refondues se succéderont en 1920, 1922 et 1929. La troisième édition fut traduite en français (Paris, 1925), tandis que la dernière le sera en 1937.

En 1924, il prend la charge de professeur ordinaire de Météorologie et Géophysique à l’Université de Graz. Il projette une nouvelle expédition au Groenland pour 1928, mais la mort de son compagnon Koch reporte celle-ci à 1930. Cette dernière aventure lui sera fatale. La mission, comportant vingt participants, a pour but des études météorologiques et géophysiques sur l’inlandsis. Trois stations sont implantées; l’une sur la côte occidentale, une deuxième sur la côte oriental, tandis que la troisième se trouve au milieu de la calotte glaciaire, à 3.000 d’altitude et 400 Km des deux autres stations. Cette expédition rencontre d’énormes difficultés liées aux mauvaises conditions climatiques. Le 21 septembre, Alfred Wegener décide de porter lui-même des vivres aux deux hommes bloqués dans la station centrale. Avec deux compagnons, chiens et traîneaux, il met quarante jours, par -50o C, pour atteindre le campement. Dès le lendemain, il décide de reprendre le chemin de retour, avec le seul compagnon valide, l’autre ayant les pieds gelés reste sur place. Ils n’atteindront jamais la côte. Le 8 mai 1931, le corps d’Alfred Wegener est découvert soigneusement enseveli par son compagnon que l’on ne retrouva jamais. Wegener n’est pas mort de froid mais vraisemblablement d’une crise cardiaque. Les articles nécrologiques élogieux le présentent comme un grand météorologiste, un explorateur hardi, un organisateur et administrateur compétent, ainsi qu’un professeur clair et de renom.

Au vu de son curriculum vitae, on constate que rien ne prédisposait Alfred Wegener à développer sa conception de la translation des continents. Il n’y attachait qu’une importance secondaire, pourtant ce fut son legs essentiel.

Fig. 1 – Alfred Wegener (1880 – 1930).

III.           Naissance d’une théorie

C’est vers 1910 qu’Alfred Wegener eut l’intuition de sa conception des déplacements continentaux. Un témoignage prétend que c’est l’observation du velage d’un iceberg qui lui en donna l’idée. La cause la plus probable semble être sa constatation de l’adaptation presque parfaite des côtes de l’Afrique à celles de l’Amérique du Sud. En 1911, la lecture d’un article sur des indices paléontologiques d’une ancienne liaison terrestre entre le Brésil et l’Afrique le lance dans la recherche de données paléontologiques et géologiques supplémentaires sur cette question. Cela le conforte sur la justesse de ses conceptions sur la séparation et le déplacement des continents.

En 1912, il présente sa théorie devant l’Association des géologues allemands à Francfort-sur-Main. L’accueil est mitigé. En effet, il bouscule la thèse en vigueur, à savoir la contraction par refroidissement du globe terrestre, initialement en fusion. Cette contraction est à l’origine de mouvements verticaux (surrections, effondrements), générateurs des chaînes de montagnes. Les éléments lourds (Fe) tombent vers le noyaux, tandis que les corps plus légers (Si, Al) remontent vers la surface pour constituer la croûte terrestre rigide. Cette théorie est particulièrement défendue au XIXe siècle par Elie de Beaumont.

Mais, au début du XXe siècle, différentes observations rendent cette conception caduque. Les nappes de charriage prouvent l’existence de mouvements tangentiels; les irrégularités des déformations de la surface terrestre ne sont pas explicables; l’ampleur des chaînes plissées nécessite un refroidissement et un raccourcissement du rayon terrestre beaucoup trop importants. Enfin, la découverte d’éléments radioactifs, source d’énergie intense, porte un coup mortel à la thèse du refroidissement rapide du globe terrestre.

Une autre conception très en vogue en cette fin de siècle est l’existence de « ponts continentaux » qui reliaient, à certaines époques, les différents continents, pour disparaître ensuite par effondrement. Cette notion de liaison découle de l’étude de la répartition des êtres vivants actuels et fossiles, parmi lesquels des similitudes et même des identités sont observées à plusieurs milliers de kilomètres les uns des autres. Des recherches océanographiques et gravimétriques ont permis de prouver la différence fondamentale existant entre les fonds océaniques et les continents. Ces derniers sont constitués de roches légères comme le granite riche en silicium et aluminium et forment le sal d’Edward Suess, rebaptisé sial par Alfred Wegener. Les fonds océaniques, quant à eux, sont constitués de roches plus lourdes, comme le basalte riche en silicium et magnésium; ils forment le sima. Si les ponts présumés s’étaient effondrés au fond des océans, il eut fallu trouver des roches analogues à celles du sial; pas de traces, pas de ponts !

IV.           Les précurseurs

On trouve dans la littérature post-wegenérienne des ébauches de théories de la dérive des continents, mais rien de très élaboré.

Francis Bacon, en 1620, constate une similarité entre les côtes de l’ancien et du nouveau monde. En 1758, Théodore Lienthal note que certaines côtes atlantiques s’emboîtent, particulièrement celles de l’Afrique et de l’Amérique du Sud. Plus près de nous, au XIXe siècle, Green (1857) parle de « portions de la croûte terrestre naviguant sur un noyau fluide ». Antonio Snider-Pellegrini publie à Paris, en 1858, un ouvrage intitulé « La création et ses mystères dévoilés » dans lequel on trouve une carte de l’Europe et l’Afrique accolées à l’Amérique et une explication des ressemblances entre les flores carbonifères de l’ancien et du nouveau monde. Pour lui, le Déluge est l’agent de séparation des continents et de la formation de l’Atlantique.

Elisée Reclus émet également des idées mobilistes. Dans ses deux livres, »La Terre » (1868-1869) et « Les phénomènes terrestres » (1870) on trouve des passages évoquant les déplacements des continents. Löffelholz von Colberg (1886), Kreichgauer (1902), Evans et d’autres, admettent une rotation d’ensemble de la croûte terrestre, sans qu’il y ait de modification des positions relatives des parties constituantes. Coxworthy (1890) et Pickering (1907) défendent l’idée que les continents formaient anciennement une masse unique.

Enfin, F. B. Taylor, en 1910, suppose qu’au Tertiaire certains continents ont subi des déplacements horizontaux appréciables qu’il met en relation avec les grandes failles produites à l’époque. Son explication de la séparation du Groenland d’avec l’Amérique du Nord se rapproche fortement de celle de Wegener. Il affirme que l’Atlantique est formé en partie par la dérive des continents. C’est pourquoi, les Américains désignaient parfois la théorie des translations continentales sous le nom de Théorie de Taylor-Wegener.

De son propre aveu, Wegener n’avait aucune connaissance de tous ces travaux lorsqu’il eut l’idée des translations continentales. Le cheminement de l’élaboration de sa théorie  rappelle dans ses grandes lignes celle de l’évolutionnisme de Darwin.

V.           La théorie de la dérive des continents

Alfred Wegener rejette l’hypothèse de l’invariabilité des positions relatives des socles continentaux. Pour lui, ces socles se sont déplacés l’un par rapport à l’autre au départ d’une masse unique, la Pangaea (Pangée). L’Amérique du Sud et l’Afrique se scindent en deux au Crétacé pour donner naissance à l’Atlantique. L’Amérique du Nord, le Groenland et l’Europe se morcellent à partir du Tertiaire ancien restant toutefois soudés par leur extrémité nord jusqu’au Quaternaire. L’Antarctique, l’Australie et l’Inde se séparent de l’Amérique du Sud au Jurassique pour ensuite suivre chacun sa propre trajectoire. La collision de l’Inde avec le continent asiatique provoque un énorme plissement montagneux dont fait partie l’Himalaya. Le bloc formé par l’Australie et la Nouvelle-Zélande se serait détaché de l’Antarctique à l’Eocène pour se diriger vers le nord et rejoindre l’archipel indonésien.

La conception des translations continentales est basée sur l’hypothèse que les fonds océaniques et les socles continentaux ont des constitutions différentes et forment des couches différentes. La plus externe, le socle, ne recouvre pas la totalité du globe terrestre et repose sur la surface libre de la suivante, les fonds océaniques.

Le point faible de la théorie de la dérive des continents de Wegener réside dans la nature du moteur de ces déplacements. Il compare les continents à des icebergs de sial flottant sur le sima ce qui impose à ce dernier des propriétés très particulières : il doit être suffisamment fluide pour permettre les déplacements et suffisamment rigide pour opposer une certaine résistance à la dérive et expliquer la formation des chaînes montagneuses. Les forces qui entraînent les continents sont d’origine externe, d’une part, l’attraction du soleil et de la lune provoquent leur translation vers l’ouest (effet de marée), d’autre part, la « Polfluchtkraft » (force de fuite loin des pôles), force de gravitation différentielle, les poussent vers l’Equateur.

Dans son édition de 1929, Wegener fait allusion au rôle possible de courants de convection dans le sima. Il est très conscient du problème soulevé par ces forces motrices et de l’insuffisance des solutions proposées.

1.     Arguments géodésiques

 Pour étayer sa théorie, Alfred Wegener fait appel à un certain nombre d’arguments reposant sur des études et des observations contemporaines. Les éditions successives de son ouvrage « Die Entstchung desKontinente und Ozeane » se complètent ainsi grâce à l’apport de nouveaux faits.

Par des observations géodésiques réalisées au début du XXe siècle, Wegener a cru pouvoir mettre en évidence un déplacement vers l’ouest du Groenland s’éloignant de l’Europe à une vitesse mesurable. Ces observations reposaient sur la détermination des longitudes de certains points du Groenland à des époques différentes, à l’aide de la méthode des signaux radiotélégraphiques. Des études récentes n’ont malheureusement pas confirmé cette dérive.

2.     Arguments géophysiques

Une analyse statistique de la topographie du globe terrestre met en évidence deux altitudes principales, qui correspondent respectivement aux fonds océaniques et à la surface des continents. Cette observation correspond à une croûte formée de deux couches, une couche supérieure composée de roches légères (granit) et une couche inférieure composée de roches plus lourdes (basalte, gabbro, péridotite). Cette analyse est confirmée par des variations locales de la constante de gravitation terrestre. De plus, elle est incompatible avec le modèle d’une écorce où le relief résulte de soulèvements et d’affaissements fortuits, ce qui donnerait une courbe de type gaussien (fig. 2).

Fig. 2 – Les deux maxima dans la distribution des altitudes à la surface de Terre

  (d’après Wegener, fig. 8, 1929).

3.     Arguments géologiques

 Wegener fut attiré par les homologies géologiques que l’on rencontrait de part et d’autre de l’Atlantique. Ainsi, pour la partie sud, le plissement des chaînes du Cap et des Sierras de Buenos-Aires; l’identité des roches éruptives, des sédiments, des directions structurales et de nombreuses autres particularités des plateaux gneissiques brésilien et africain (fin du Paléozoïque, début du Mésozoïque) (fig. 3).

 Quant à l’Atlantique Nord, on retrouve les mêmes plissements armoricain, calédonien et algonkien, en Amérique du Nord, au Groenland et en Europe et des moraines terminales quaternaires en Terre-Neuve, Nouvelle-Ecosse et Europe occidentale (du début à la fin du Paléozoïque) (fig. 4).

Wegener, sans s’étendre sur le sujet, fait d’autres constatations, notamment dans l’Archipel de la Sonde, l’Inde, Madagascar et l’Australie.

 

Fig. 3 – Ancienne position relative de l’Amérique du Sud et de l’Afrique, d’après Du Toit  (d’après Wegener, fig. 18, 1929).

 

 Fig. 4 – Situation de l’inlandsis quaternaire sur la reconstitution correspondant à l’époque antérieure à la séparation de l’Amérique du Nord (d’après Wegener, fig. 19, 1929).

 4.     Arguments paléontologiques et biologiques

Dans ces domaines, se basant sur les nombreux travaux de biologistes et de paléontologues, Wegener constate aussi des similitudes entre les différents continents.

Il relève la présence du petit reptile fossile Mesosaurus en Afrique du Sud et au Brésil (fin de l’ère Paléozoïque : 270 Ma), l’extension de la flore à Glossopteris à la fin du Paléozoïque dans les continents du sud, l’identité faunique du Carbonifère européen et nord-américain.

La répartition d’espèces vivantes lui sert également de preuve. Il constate une similitude entre les vers de terre d’Amérique du Nord et d’Europe, d’Amérique du Sud et d’Afrique, d’Australie, d’Afrique du Sud, de l’Inde et de Patagonie. Les marsupiaux d’Australie, avant de subir une évolution isolée à partir du début du Tertiaire, présentent des analogies avec les espèces fossiles d’Amérique du Sud, attestant d’une liaison entre ces deux continents.

L’explication acceptée par un grand nombre de savants de l’époque était l’existence de liaisons terrestres temporaires entre les différents continents, des sortes de « ponts » en fait. Mais les arguments géologiques et géophysiques prouvant la non-existence de vestiges de ces anciennes passerelles au fond des océans, il est logique d’accepter la thèse de Wegener.

5.     Arguments paléoclimatiques

Actuellement, les zones climatiques sont plus ou moins bien définies. On distingue une zone équatoriale pluvieuse. De part et d’autre de celle-ci des zones tropicales de hautes pressions (zones arides et de moussons), ensuite des zones tempérées aux pluies cycloniques et enfin des zones polaires représentés par les calottes glaciaires.

On retrouve les traces d’anciens climats dont les plus importantes sont les tillites. Les tillites sont des lits de moraines glaciaires reposant sur un soubassement strié de roches. Elles sont la conséquence d’anciennes nappes glaciaires. La distribution de ces dépôts glaciaires carbonifères et permiens, dans les différentes partie du Gondwana, de l’Amérique du Sud, de l’Inde et l’Australie, est assez spectaculaire (fig. 5).

Fig. 5 – Les traces de l’inlandsis permocarbonifère sur les continents actuels (d’après Wegener, fig. 34, 1929).

La croix indique la position du Pôle Sud et la courbe en trait gras celle de l’équateur, positions les plus favorables pour l’explication de la glaciation.

Le charbon s’est constitué dans des conditions climatiques humides et les couches épaisses sont un argument en faveur d’un climat tropical à végétation luxuriante. Là encore, une reconstitution de la Pangée montre que les gisements de l’est des Etats-Unis, de l’Europe et de la Chine s’alignent sur une ceinture équatoriale à 90o du centre d’une importante masse glaciaire (fig. 6).

Les dépôts de sel et de gypse, quant à eux, certifient l’existence d’un climat aride.

Fig. 6 – Les zones climatiques du Carbonifère et du Permien.

 Les hachures représentent les zones arides. C = charbon; Gl = glace; D = grès désertiques; S = sel; Gy = gypse.

 (Tiré de Wegener, fig. 35-36, 1929).

6.     Accueil de la théorie de Wegener

A la fin de la première guerre mondiale, lorsque la première édition de « Die Entstehung der Kontinente und Ozeane » parut, la théorie de Wegener connu un grand retentissement dans le monde scientifique. Son livre fut traduit en plusieurs langues.

En Allemagne Wegener eut peu de défenseur, à cause de l’opposition des deux géologues de renom H. Cloos et H. Stille. En Angleterre, un congrès de géologues, en 1922, donne lieu à un débat sur la dérive des continents. L’issue des discussions reste indécise. Au USA, le géologue Van der Gracht, partisan de la théorie des translations continentales, organise, à New York, un symposium de « l’American Association of Petroleum Geologists » en 1928. Il rencontre une opposition farouche de la part de ses collègues, au point que pendant 40 ans, cette théorie n’eut plus droit de cité aux Etats-Unis.

Les conceptions de Wegener sont connues en France depuis 1922 grâce à un article du géologue suisse Elie Gagnebin. Un débat a lieu en 1923 à la Société géologique de France. L’ensemble des participants est peu favorable aux idées de Wegener, ils restent fidèles aux anciennes conceptions des « ponts continentaux ». Pierre Termier, géologue parmi les plus importants de l’époque, sera un critique sévère.

Si, les premières années, l’accueil fut, dans l’ensemble, plus ou moins favorable, à partir de 1925, on assiste à une opposition entêtée. La théorie géophysique « orthodoxe » se maintiendra jusque dans les années 1960. Deux événements importants jouent un rôle majeur dans cette opposition.

D’abord, la publication d’un traité d’Harold Jeffreys de l’Université de Cambridge, « La Terre« , dans lequel il attaque la nature des forces créant le déplacement des continents. La terre est trop résistante pour se laisser déformer par des forces liées aux marées et à la « Polflucht« . De plus, si ces forces sont suffisamment puissantes pour déplacer les continents, elles arrêteraient la rotation de la terre en un an !

Le deuxième événement est le symposium de l‘American Association of Petroleum Geologist, de 1928, dont nous avons parlé précédemment.

Toutefois, Alfred Wegener aura quelques partisans, dont les plus illustres sont Arthur Holmes, un géologue anglais, et Alexander Du Toit, un sud-africain. Tous deux étayeront l’hypothèse de Wegener en éliminant les arguments les plus faibles et en apportant de nouvelles preuves. Ils proposeront un mécanisme moteur beaucoup plus plausible.

D’après Holmes, le mouvement des continents est dû à des courants de convections au sein du manteau terrestre. Sans être entièrement satisfaisante cette hypothèse réduit à néant les critiques de Jeffreys.

Du Toit est frappé par l’extraordinaire ressemblance entre la géologie paléozoïque et mésozoïque de l’Afrique du Sud et celle de l’est de l’Amérique du Sud. Dans son livre « Our wandering continents« , paru en 1937, il avance l’hypothèse d’une séparation de la Pangée initiale en deux supercontinents nord et sud, la Laurasie et le Gondwana, séparés, depuis la fin du Paléozoïque, par la Téthys. Ces supercontinents ont, depuis, connu une histoire indépendante.

Malgré ce rejet presque systématique, quelques géologues firent preuve de discernement, comme Marcel Roubault, professeur à l’Université de Nancy, qui, en 1949, dans son livre La genèse des montagnes, n’hésite pas à écrire, après avoir passé en revue les objections  faites à l’hypothèse de la dérive des continents : « Et pourtant, après mûre réflexion, je pense que la théorie de Wegener recèle une grande part de vérité. » Et de continuer quelques lignes plus loin : « Elle mérite infiniment mieux que l’accueil boudeur et les discussions réticentes réservées à cette hypothèse par certains savants, trop visiblement réfractaires à des idées révolutionnaires. »

Mais il faudra attendre l’exploration de nouveaux domaines d’investigation, paléomagnétisme, études des fonds océaniques…, dans les années 1960, pour que la théorie des déplacements continentaux renaisse de ses cendres.

VI.           Bibliographie

  •  Buffetaut E. (1980) – Alfred Wegener et la théorie de la dérive des continents : un aperçu historique – in Bull. trim. Soc. géol. Normandie et Amis Muséum du Havre, t. LXVII, fasc. 4, 4e trim., pp. 7-19.
  •  Ducarme B. (1981) – De la dérive des continents à la tectonique des plaques – Editions du G.E.S.T., Bruxelles.
  •  Hallam A. (1973) – A Revolution in the Hearth Sciences – Editions du Seuil, 1976, pour la traduction française.
  •   Hallam A. (1977) – Alfred Wegener et l’hypothèse de la dérive des continents – in Pour la Science, numéro hors série, pp. 39-50.
  •   Wegener A. (1937) – La genèse des continents et des océans – Librairie Nizet et Bastard, Paris.

 Reconstitution du globe à trois époques géologiques d’après la théorie des translations continentales.

Parties hachurées : zones abyssales; partie en pointillé : mers épicontinentales.

 Les contours actuels des continents et le tracé des fleuves indiqués seulement comme point de repère.

 Le réseau des méridiens et parallèles est arbitraire, la position de l’Afrique est la position actuelle.

(d’après Wegener, fig. 4, 1929)

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GEOLOGIE STRUCTURALE (6)

I. exemples de Dislocations tectoniques DIScontinues

L’étude des différents exemples proposés aujourd’hui nous permettra de voyager à travers le monde. Nous passerons de la Grèce à la Californie, en passant par l’Algérie, l’Arménie, la France, les Philippines, le Maroc, la Calabre, le Tibet et le Moyen Orient.

A. Faille normale sur le mur du canal de Corinthe en Grèce (Fig. 1)

Sur cette photo prise dans la tranchée du canal de Corinthe, on remarque une faille perpendiculaire à la coupe, qui a déplacé les différentes strates. La hauteur de la tranchée est  d’environ 70 m et le rejet global de la faille atteint plus de 10 m.

Fig. 1 – Faille dans la tranchée du canal de Corinthe (L. Weiss)











Fig. 2 – Récapitulatif des différentes familles de failles


Cette image permet de se remémorer les différentes familles de failles reprises dans le schéma suivant : faille normale, faille inverse et faille de décrochement ou à coulissage latérale (fig. 2).

B. Faille près d’El Asnam – Algérie (Fig. 4)

Ce bel exemple de faille normale est le résultat du séisme de magnitude 7,3, qui s’est produit le 10 octobre 1980 près de la ville algérienne de El Asnam. Cette cassure s’étire suivant une direction E – N-E sur plus de 6 Km et a un rejet de plus de 2 m. Elle n’est pas la seule a s’être produite lors de ce tremblement de terre. La plus importante se développe sur près de 20 Km en direction N-E – S-O. Dans ce cas, le rejet des deux compartiments est principalement horizontal, et atteint à certains endroits près de 2,7 m  Le schéma de la fig. 3 rappelle succinctement la nomenclature des failles.

 Fig. 3 – Nomenclature d’une faille(M. Mattauer/PLS)

 

Fig. 4 – Faille normale près d’El Asnam (Algérie) (M. Mattauer/PLS)


 On peut se poser la question de savoir jusqu’à quelle profondeur une faille principale peut se développer. Les sismologues nous donnent la réponse grâce à leurs instruments. Dans cette situation, ils ont déterminé la profondeur du foyer du séisme, à l’aplomb de l’épicentre. La rupture s’est passée à 10 Km de profondeur et s’est propagée en quelques secondes jusqu’à la surface, tout en s’étendant latéralement. Sur la base des longueurs des failles principales, ils ont pu calculer la surface totale du plan de faille qui est de l’ordre de 300 Km².

L’encart de la fig. 4 montre les stries sur le miroir de faille qui matérialisent le déplacement des deux compartiments mais ne donnent pas le sens du déplacement.

On remarque également les éboulis au pied du relief. Le terrain de part et d’autre de la fissure est constitué de marne, roches facilement érodées, ce qui fait que le relief s’émoussera rapidement et qu’à l’heure actuelle le rejet n’est peut-être plus visible et se limité à un ressaut arrondi.

C. Faille inverse dans la région de Spitak – Arménie (fig. 5)

La fig. 5 montre un relief de faille apparu lors du tremblement de terre de magnitude 6,9 qui a frappé l’Arménie le 7 décembre 1988 (30.000 morts dans la région de Spitak). Nous sommes ici en présence d’une faille inverse dont le plan de faille plonge vers la gauche d’environ 70°. Le rejet vertical est de 1,6 m, tandis que le rejet transversal n’est que de 70 cm. On voit que le compartiment supérieur s’est écroulé en partie. Nous avons affaire ici à une compression qui raccourci la croûte terrestre. Par symétrie, un étirement fera apparaître des failles normales provoquant un allongement de la croûte.

 Fig. 5 – Faille inverse dans la région de Spitak (Arménie) (M. Mattauer/PLS)


D. Faille inverse ductile dans les Pyrénées (fig. 6)

Nous sommes en présence d’une situation un peu particulière. Ces roches torturées traduisent la présence d’une vieille faille inverse ductile qui s’est formée il y a plus de 350 Ma lors de l’orogenèse hercynienne à grande profondeur. L’érosion est responsable de son apparition en surface. Dans un premier temps, l’érosion a arasé les reliefs de la chaîne hercynienne, sans découvrir ses racines. Ensuite, le relief a été recouvert en discordance par des sédiments du Secondaire. Puis, la surrection des Pyrénées a provoqué la remontée des roches profondes et l’érosion a repris son travail mettant à nu ces très anciennes roches. En profondeur, les roches ne se rompent pas mais se déforment car elles se trouvent à 15 Km de profondeur et ont une température de 400 à 500 °C. La déformation se traduit de plus par une schistosité dont le pendage tend vers l’horizontale à la base de la déformation.

Fig. 6 – Faille inverse ductile dans les Pyrénées (M. Mattauer/PLS)


Le schéma suivant (fig. 7) donne l’explication complète de l’allure d’une faille inverse depuis la partie profonde illustrée par la fig. 6 et la zone supérieure traduite dans la fig. 5. La réponse des roches à la compression varie en fonction de la profondeur et de la température. Dans la zone supérieure, relativement froide, les roches se cassent franchement  Au fur et à mesure que l’on s’enfonce, elles deviennent plus malléables et la faille devient ductile. A grande profondeur, (vers 10 Km) une schistosité importante apparaît autour de la faille. Et la déformation ne se fait pas d’une manière saccadée lors des tremblements de terre, comme dans la partie supérieure, mais d’une manière continue.

 Fig. 7 – Géométrie d’une faille inverse (M Mattauer/PLS)

En a : allure théorique des failles inverses « conjuguées » (produites en même temps et affectant un même compartiment) et relation avec la direction de la compression ; en b : allure de la déformation dans la partie profonde, ductile, de la faille.

 E. Décrochement au nord de Manille – Philippines (fig. 8)

La photo suivante (fig. 8) montre une route, à 150 Km au nord de Manille, affectée par le séisme du 16 juillet 1990. Nous sommes en présence d’une faille à rejet horizontal, faille de décrochage ou décrochement. La route s’est décalée de 3,60 m dans le sens senestre, puisque la partie arrière s’est déplacée vers la gauche par rapport à la zone avant.

Ce décrochement s’étend sur plus de 120 Km et le rejet maximum observé était de 5,50 m.

 Fig. 8 – Exemple de décrochement senestre (Philippines) (M. Mattauer/PLS)


F. Faille vertical dans le Haut-Atlas marocain (fig. 9)

Ici, ce plan de faille a été exposé grâce à l’érosion et il correspond à ancien décrochement comme l’indique les stries horizontales que l’on aperçoit dans la coupe. Cette portion a dû, à l’origine, se former à environ un ou deux kilomètres de profondeur, où la faille est encore cassante et non ductile. Les roches rouges coupées par la faille de décrochage seraient du Crétacé inférieur (130 Ma), et le décrochement serait intervenu il y 20 ou 30 Ma.

A gauche du personnage on peut voir une faille postérieure au décrochement qui a décalé les stries verticalement.

 Fig. 9 – Ancien décrochement dans le Haut-Atlas marocain (M. Mattauer/PLS)


A nouveau, les schémas suivants (fig. 10) permettent de mieux comprendre la situation sur le terrain. Comme pour les failles inverses, les décrochements présentent des allures différentes selon la profondeur. Ils sont cassants en surface et deviennent ductiles en fonction de la profondeur (à partir de 10 Km), où les roches s’étirent horizontalement, comme le montre le schéma a. Dans un décrochement ductile, les roches ne sont pas seulement étirées mais elles peuvent changer de nature. Ainsi le granite se transforme en gneiss et les roches sédimentaires en micaschistes.

 

Fig. 10 – Schémas explicatifs des décrochements (M. Mattauer/PLS)


Le schéma du haut représente la situation de la figure 9. On y a représenté le volume érodé et le dégagement du miroir de faille qui en découle.

Quand au petit schéma b, il montre se qui se passe lorsqu’une région est comprimée dans une direction et étirée dans la direction perpendiculaire. Nous sommes dans ce cas en présence de deux décrochements conjugués.

G. Miroir de faille aux environs de Castrovillari en Calabre (fig. 11)

 Fig. 11 – Faille normale près de Castrovillari (Calabre) (M. Mattauer/PLS)


Cette photo montre le compartiment droit d’une faille normale. Le compartiment gauche n’est pas visible ; il affleure plus bas sous la forme de conglomérats récents. Sur ce miroir de faille on aperçoit des stries qui suivent à peu près la ligne de plus grande pente. Les roches à l’avant-plan correspondent à une petite écaille restée coincée entre les deux compartiments. Le rejet total dans ce cas est de près de 100 m.

Fig. 12 – Stries à faible pendage de miroir de faille (M. Mattauer/PLS)


La figure 12 nous montre également les stries d’un miroir de faille. Mais contrairement à l’image précédente, elles ont un faible pendage. Ceci indique que le rejet horizontal est plus important que le rejet vertical. La terminaison brutale de certaines de ces stries nous permet de conclure que le déplacement du compartiment avant a eu lieu vers la droite. Nous sommes donc en présence d’une faille normale décrochante senestre.


Fig. 13 – Importance des stries de miroir de faille (M. Mattauer/PLS)


Les deux photos précédentes montrent l’importance de repérer les stries des miroirs de faille pour déterminer le déplacement d’un compartiment par rapport à l’autre. C’est ce que tente de montrer les schémas de la figure 13. En effet, les deux plans de faille ne se distinguent que par leurs stries qui révèlent des directions d’extension différentes.

Comme pour les failles inverses, on peut se poser la question de savoir comment une faille normale réagit en profondeur. Nous sommes en zone d’étirement. En surface, la roche est cassante. A partir d’une dizaine de kilomètres de profondeur, la roche devient ductile et le poids de la roche sus-jacente se conjugue à l’étirement de la croûte.

Il se crée un feuillage horizontal (schistosité), alors que dans les zones de compression, il est plus ou moins perpendiculaire à la faille (voir fig. 7). La figure 14 résume cette situation.

Fig. 14 – Articulation entre les parties cassante et ductile d’une faille normale (M. Mattauer/PLS)


H. Miroir de faille dans le Tibet oriental (fig. 15)

Comment réagir devant une surface striée comme celle de la figure 15 ? Dans quel sens a joué la faille ?

Parfois, le repérage des stries ne suffit pas pour déterminer la nature d’une faille.

Sur la photo d’une faille coupant des calcaires, dans le Tibet oriental entre Litang et Batang, on remarque perpendiculairement aux stries des ressauts surmontés de petites plaques de calcite blanche. Grâce à ces indices, il nous sera possible de dire si nous sommes en présence d’une faille normale ou inverse. Comment se forment ces structures ? La figure 13 nous en donne l’explication. La faille peut localement changé de pendage (schéma a). Lors du déplacement une cavité parallélépipédique s’ouvre. Nous l’avons vu, les roches sont ici des calcaires, donc solubles, aussi les eaux d’infiltration vont-elles y déposer de la calcite dissoute qui cristallise en remplissant la cavité. Si le compartiment supérieur disparaît, on observe une écaille de calcite  qui se termine de façon abrupte.

Fig. 15 – Miroir de faille dans le Tibet oriental (M. Mattauer/PLS)


Souvent, les failles jouent plusieurs fois et les écailles de calcite finissent par être également striées comme sur le schéma b de la figure 13. La configuration du palier fait obstacle au déplacement. La surpression qui en résulte favorise la dissolution locale du calcaire et le mouvement continue lentement provoquant des digitations appelées stylolithes. Tous ces indices permettent ainsi de déterminer le sens du déplacement.

On peut dire que la faille qui nous occupe ici est inverse et probablement d’âge tertiaire. Les stries se sont vraisemblablement formées à une profondeur de un à deux kilomètres de profondeur, car c’est à ces profondeurs que les eaux d’infiltration chaudes et sous pression ont le plus de chance de déposer de la calcite. Le soulèvement général de la région et l’érosion ont amené ce miroir de faille à la surface.

Fig. 16 – Microstructures sur les miroirs de faille (M. Mattauer/PLS)


I. Stylolithes aux environs de Montpellier (fig. 17 et 18)

   








Fig. 17 et 18 – Décrochement dans des calcaires et sa représentation graphique (M. Mattauer/PLS)


Nous sommes ici en présence d’un calcaire marin à grain fin de la région de Montpellier. Il présente des microstructures de l’ordre du centimètre au décimètre : microfailles, digitations (stylolithes), fentes. Le tout est associé à un losange de calcite qui correspond à se que l’on a vu dans l’exemple précédent. Le plan de la photo est horizontal au départ, ce qui correspond à un décrochement au niveau du losange. De plus, les sommets des stylolithes ont tous la même orientation (parallèles au crayon) ; ils donnent la direction de la contrainte compressive qui les a produits et fait jouer la faille.

Les calcaires ont environ 150 Ma (Jurassique) ; la compression à l’origine de ces microstructures date elle d’environ 60 Ma, lors de l’orogenèse des Pyrénées.

Ce phénomène à l’échelle microscopique peut se reproduire à très grande échelle, au point d’affecter la croûte continentale dans son entier. Un bel exemple est le fossé d’effondrement de la mer Morte qui se trouve à 396 m en dessous du niveau de la Méditerranée (fig. 19).

Fig. 19 – Formation du fossé d’effondrement de la mer Morte (M.Mattauer/PLS)


Ce fossé qui correspond à notre losange de calcite, et qui se rempli de sédiments, s’est formé il y a plusieurs millions d’années (20 Ma) par le jeu de la grande faille du Levant, qui va du golfe d’Aquaba, au sud, jusqu’aux contreforts turcs de la chaîne alpine, au nord, et dont le rejet horizontal senestre s’étire sur plus de 100 Km. Ce décrochement est la conséquence de la poussée de la plaque arabique vers le nord, lié à l’ouverture de la mer Rouge. Il s’inscrit dans la succession des fossés qui constitue la mer Rouge, la dépression de l’Afar et le grand rift africain qui s’étire jusqu’au Mozambique.

J. Formation du système de failles de San Andreas – Californie (fig. 20)

Nous allons terminer ce parcours de quelques exemples de dislocations discontinues par l’une des plus célèbres failles : la fameuse faille de San Andreas qui traverse toute la Californie. Ce système géologique est le plus connu du grand public et le plus étudié au monde. Il est la conséquence de l’ouverture de l’Atlantique qui s’opère depuis 100 à 150 Ma. La poussée de la plaque nord-américaine vers l’ouest provoque la subduction de la plaque basaltique du Pacifique, plus lourde. Au niveau de la Californie, la plaque continentale recouvre, depuis près de 30 Ma, la dorsale médio-océanique mettant en place une des faille décrochante le plus active du globe : la faille de San Andreas. En fait, il s’agit plutôt d’un système de faille qui s’étend sur plus de 1.300 Km de long et 140 Km de large et qui se divise en différents segments qui accumulent une partie des contraintes tectoniques mises en jeu par la subduction. Le déplacement relatif des compartiments coulissants est de 3,4 à 5,5 cm par an. Chaque année, la région est secoué par près de 200 séismes de magnitude 3 à 4 sur l’échelle de Richter.

Le système comprend trois parties indépendantes, elles mêmes divisées en plusieurs segments. De ce fait, la probabilité qu’un séisme provoque la rupture complète de la faille est très faible. Cela n’empêche que le risque de dégâts très importants est réel et imprévisible.

Les trois sections du système de failles de San Andreas

  • La section nord s’étend du cap Mendocino, pointe occidentale de la Californie, aux montagnes de Santa Cruz, chaîne côtière de 80 Km au sud de San Francisco. Particulièrement actif au XIXème siècle, c’est dans cette zone que s’est produit le séisme le plus meurtrier de l’histoire de la Californie, le 18 avril 1906. D’une magnitude de 7,8 sur l’échelle de Richter, il provoque un incendie qui ravagea une grande partie de San Francisco. En plus de la faille de San Andreas, le secteur comporte plusieurs failles parallèles, dont celle de Hayward à l’est de la baie de San Francisco. Après un demi siècle d’accalmie, l’activité sismique a repris légèrement en 1957. Deux séismes d’importance se sont produits, l’un au cap Mendocino en 1980 et l’autre dans les monts de Santa Cruz en 1989. En prenant en compte la récurrence sismique et l’ensemble des failles actives du secteur, c’est la région de la baie de San Francisco qui a la plus forte probabilité (75%) de subir dans les 30 années à venir un séisme d’une magnitude supérieure à 6,5.


Fig. 21 – Carte de la région montrant les forces de décrochement le long de la faille de San Andreas

  •  La section du centre correspond à un segment de la faille qui glisse en « creep », c’est-à-dire de façon régulière sans produire de séismes importants. Elle marque la transition entre les secteurs nord et sud.
  •  La section sud s’étend du segment de Parkfield à la Vallée Impériale. Ce secteur est plus complexe que les deux autres du fait de la formation d’une zone de compression crustale à l’origine des chaînes montagneuses transversales au sud de Los Angeles. Ce secteur connut également un séisme majeur en 1857. Du fait des mouvements verticaux qui s’ajoutent au décrochement, la fragilité des failles est plus grande et, par conséquent, les séismes plus fréquents. Au sud, le système comporte à nouveau des failles parallèles dont celle de la Vallée Impériale qui marque la transition avec le golfe de Californie.

Fig. 22 – Carte montrant les épicentres des principaux séismes historiques en Californie entre 1800 et 1975


 Fig. 23 – Un des aspect de la faille San Andreas à travers la plaine de Carrizo (R.E. Wallace. U.S.G.S.)

II. BIBLIOGRAPHIE

  • Bolt B.A. (1982) – Les tremblements de terre, Pour la Science.
  • Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson.
  • Mattauer M. (1998) – Ce que disent les pierres, Pour la Science.


Fig. 24 – Effets de surface après le jeu d’une faille sous-jacente chevauchante lors du séisme de Meckering, le 14 octobre 1968, dans l’ouest de l’Australie (W.A.N. Ltd)

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GEOLOGIE STRUCTURALE (5)

I. Dislocations tectoniques discontinues

Précédemment, nous avons étudié les dislocations tectoniques continues, en d’autres mots, les plissements. Aujourd’hui, nous abordons la deuxième famille de dislocations tectoniques, à savoir les dislocations discontinues, ou de ruptures. On parle de tectonique cassante.

Le terme fracture, souvent utilisé, est un terme général qui désigne toute cassure avec ou sans rejet de terrains, de roches et même de minéraux.

On peut diviser les dislocations de rupture en deux grands groupes :

  • Les ruptures sans déplacement visible (fig. 1-A)

Dans ce cas, les compartiments de part et d’autre de la cassure ne présentent pas de déplacement apparent l’un par rapport à l’autre. Le phénomène de rupture peut se traduire par un écartement des lèvres de la cassure (fig. 1-B).

On distingue :

–  les fissures
–  les joints
–  les diaclases
–  les veines.

  • Les ruptures avec déplacement (rejet) (fig. 1-C)

Les compartiments ont ici subi un déplacement notable qui se traduit par un rejet dont la grandeur peut varier de quelques centimètres à plusieurs centaines de kilomètres :

– lorsque le rejet est centimétrique à décamétrique (kilométrique), nous sommes en présence d’une faille ;
– si les grandeurs sont de quelques kilomètres à quelques centaines de kilomètre nous tombons dans le domaine du charriage que nous avons vu lors de la précédente causerie.


Fig. 1 Dislocations discontinues : A – sans déplacement visible ; B – sans déplacement visible avec ouverture ; C – avec déplacement (rejet)

II. Ruptures sans déplacement visible

 A. Les fissures

Les fissures sont un phénomène fréquent dans toutes les roches, sauf celles qui sont très friables ou qui peuvent s’imbibées facilement.

Les caractéristiques d’une fissure, qui peuvent s’appliquer à toute rupture sans déplacement visible, sont :

  • la dimension de son ouverture (intervalle béant)

Selon les dimensions de l’intervalle béant, on distingue :

– les fissures cachées, non visibles dans la roche intacte, mais qui se manifestent lorsque celle-ci se fend, suivant certaines directions privilégiées ;
– les fissures fermées, ou joints visibles à l’œil mais ne présentant pas d’ouverture marquée ;
– les fissures béantes, dont l’ouverture est apparente

  • la longueur

La longueur d’une fissure peut varier de quelques centimètres à plusieurs dizaines de kilomètres. Dans ce dernier cas, elle se présente souvent sous forme de rupture avec rejet montrant une dénivellation plus ou moins importante des lèvres. On passe dans le domaine des failles proprement dites.

  • La forme 

Selon la forme, on distingue des fissures linéaires, sinueuses, en zigzag.

  • La densité ou la fréquence

Dans l’étude des fissures, leur densité, c’est-à-dire le nombre de fissures sur une distance choisie conventionnellement et prise dans une direction perpendiculaire à celles-ci (fréquence), à beaucoup d’importance.

  • L’orientation

La position dans l’espace est définie par rapport à la direction et au pendage de la couche dans laquelle la fissure se forme, c’est pourquoi ces caractéristiques doivent être mesurées au même titre que celles des couches.

  • Le groupement des fissures

Le groupement peut se faire suivant un réseau à deux ou plusieurs directions conjuguées (fissures radiales), de sorte que la région est découpée en une série de massifs parallélipipédiques ou triangulaires. On parle de champs de fractures (fig. 2).

Ainsi, les fissures constituent généralement des systèmes ou familles liés par des conditions de disposition commune.

Dans les couches bien litées, les fissures se répartissent en deux familles, perpendiculaires l’une à l’autre et perpendiculaire à la surface des couches.

Parfois dans les roches plissées, une famille de fissures est perpendiculaire au plan axial, tandis que l’autre a une position variable à travers les plis, mais toujours perpendiculaire à la surface des couches et parallèle à l’axe du pli.

Le réseau peut comprendre des fissures rayonnantes partant de la même région centrale et des fissures périphériques qui dessinent des cercles ou des ellipses de forme plus ou moins grossières (fissures concentriques – fig. 3). C’est souvent le cas des dômes, comme le Dôme Hawkins dans le Texas (fig.. 4)

                   
Fig. 2 – Réseau de fissures radiales à                                          Fig. 3 Fissures rayonnantes et fissures
plusieurs directions conjugées                                                     périphériques

 

 Fig. 4 – Système de fissures radiales et concentriques. Dôme Hasking dans le Texas

Les courbes de niveau indiquent la profondeur de gisement du niveau de base en pieds. Les traits sur les lèvres affaissées marquent le sens du pendage.

Des fissures parallèles entre elles et qui se relient sont appelées fissures en échelons (fig. 5). Elles sont souvent localisées dans les zones de décrochement.

Fig. 5 – Systèmes de fissures en échelons (Oklahoma) – (d’après I.G.D.A.)

  • La rugosité des lèvres

Les bords des lèvres peuvent être lisses, polis ou irréguliers et ébréchés.

Dans une zone de décrochement, on peut rencontrer un système de fissures d’étirement en échelons constituant une frange le long de la zone de décrochement (fig. 6). Si parallèlement au décrochement s’étirent des fissures de cisaillement, il s’y associe des fissures d’étirement en échelons qui forment des « fissures à empennage » (fig. 7).

 

Fig. 6 – Veines en échelons dans des dykes emballés dans des schistes argileux



Fig. 7 – Fissures dans la zone de décrochement (d’après H. Cloos) : C – cisaillement ; E – étirement. Les flèches indiquent la direction du couple de forces pour tous les cas. Dans les exemples 2 à 6 les fissures d’étirement sont à empennages par rapport aux fissures de cisaillement, parallèles au décrochement. Les replis des fissures d’étirement dans l’exemple 2 indiquent que l’accroissement des fissures se poursuit au cours de la déformation de décrochement.

  • Le remplissage

L’étude du remplissage a également son importance. Il faut essayer de comprendre l’ordre de cristallisation des divers minéraux. La présence de cristaux automorphes[1] indique qu’ils se sont développés dans une cavité préexistante (veine).

Généralement les fissures n’ont pas de remplissage, à part celui d’éventuels oxydes de fer ou autres minéraux précipités lors de l’altération superficielle de la roche.

  • les éléments de la structure tectonique (plis, linéations[2] de la texture de la roche, etc.)

Une linéation apparaît lorsqu’une série rocheuse compétente (difficilement déformable) est soumise à une contrainte tectonique. Cette série subit dans son déplacement une désolidarisation sous la forme d’une multitude de petites cassures, sans que la structure générale de la masse soit modifiée et sans que des déplacements soient visibles le long de ces discontinuités.

On distingue :

  • linéation d’intersection, produite par le recoupement de deux familles de plan, tels que le plan de schistosité avec le plan de stratification (fig. 8-1) ;
  • linéation d’étirement, matérialisée par l’allongement mécanique d’éléments figurés comme des galets dans un conglomérat (fig. 8-2) ;
  • linéation minérale, caractérisée par l’allongement parallèle des minéraux constituant la roche lors du métamorphisme (fig. 8-3) ;
  • linéation de crénulation, déterminée par les charnières de microplis serrés et réguliers (fig.8-4).

 
Fig. 8 – Exemples de linéation : 1 – d’intersection entre une stratification S0 et une schistosité S1 ; 2 – d’étirement de petits galets ronds à l’origine ; 3 – minérale ; 4 – de crénulation.(extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult)

B. Les joints

Le joint est une fissure qui délimite une surface de discontinuité au sein d’une roche ou d’un terrain, qui n’est pas un contact anormal avec déplacement, souvent droite et parfaitement nette

Lorsque l’on examine les joints du point de vue de la mécanique des roches, on détermine les types suivants :

  • les joints de stratification ;
  • les joints tectoniques, ou de tension.

Dans le cas de ce type de rupture, en plus des caractéristiques évoquées pour les fissures, le géologue s’intéressera également à :

– la perméabilité (circulation des fluides entraînant une altération des parois)
– la résistance, conditionnant celle des matériaux et du massif rocheux.

1. Les joints de stratification (fig. 9 et 10)

Un joint de stratification est une discontinuité séparant deux couches de même nature pétrographique.

Caractéristiques :

– plan de rupture préférentiel dans les roches sédimentaires
– glissement bancs sur bancs : provoque des stries de glissement, rugosité, anisotropie

 2. Les joints tectoniques (fig. 9 et 11)

Le joint tectonique, ou joint de tension, est une cassure sans rejet. Il résulte des contraintes d’ordre tectonique qui provoquent des tensions dans la roche. Les joints de tension peuvent être :

  • de traction. Les contraintes de traction s’exerçant sur les facettes orientées dans le sens de la contrainte de traction et de la contrainte moyenne.

Caractéristiques :

  • ouverts
  • sans remplissage génétique
  • espacés
  • rugueux (la résistance au cisaillement est fonction du rapport ouverture/rugosité)
  • perméables
  • de compression. Les ruptures se font par cisaillement le long des facettes orientées obliquement par rapport à la contrainte de compression maximum.

Cractéristiques :

  • fermés
  • avec ou sans remplissage
  • fréquents
  • rugosité des lèvres
  • peu perméable sauf si c’est du calcaire
  • épaisseur des zones affectées fonction de la plasticité des roches en contact
    • schistosité.

A été étudiée dans la partie 3 de la géologie structurale.

Pour rappel, toute roche soumise à une contrainte mécanique subit une déformation qui peut être continue, ou discontinue.

Dans le cas d’une déformation continue ou plastique, celle-ci s’effectue sans cassure visible et le corps garde sa forme lorsque la contrainte s’arrête, contrairement à une déformation élastique où il reprend sa forme initiale.

Par contre, lorsque la limite de résistance du corps est atteinte, la déformation  se traduit par des cassures et elle est discontinue ou clastique. Le corps garde sa déformation après arrêt de la contrainte.

En fait, le terme « contrainte » correspond à l’intensité des forces rapportée à l’unité de surface de la section du corps où ses forces sont exercées (par exemple à 1 cm²).

Je vous renvoie aux notes données lors de la session 3 de la géologie structurale.

Fig. 9 – Types de joints


C. Les diaclases (fig. 9, 10 et 11)

On emploie généralement le terme de diaclase (du grec dia, par, et klassis, rupture, fracture) pour désigner l’épisode au cours duquel une roche se fend sans que ses parties disjointes s’éloignent l’une de l’autre. Il n’y a ni déplacement (rejet), ni remplissage. Souvent, les diaclases se présentent perpendiculairement aux joints de stratification d’un ensemble sédimentaire.

Une diaclase peut apparaître à la suite de pressions lithostatiques ou de contraintes auxquelles la roche est soumise, mais généralement il faut une contrainte tectonique pour quelle se forme.

En karstologie, les diaclases peuvent s’élargir du fait de la dissolution de la roche par les eaux  plus ou moins acides d’infiltration. Une galerie se forme sans qu’il n’y ait déplacement des parties séparées par la cassure. Les réseaux souterrains se forment, schématiquement, verticalement à partir des diaclases, et horizontalement le long des joints de stratification.

Les diaclases sont généralement réparties en plusieurs familles (groupe de diaclases de même orientation). Un cas courant est celui des roches sédimentaires disposées en bancs parallèles, qui possèdent deux familles de diaclases perpendiculaires l’une à l’autre  et perpendiculaires à la surface des couches (fig. 10).

Les diaclases sont les cassures les plus fréquentes dans les roches. Elles transforment un massif à l’origine monolithique en une juxtaposition de blocs.

Dans des phases ultérieures, les diaclases peuvent se remplir par recristallisation, ce qui donne naissance à des veines.

Fig. 10 – Plis dans une strate montrant des diaclases (j)

 

D. Les veines

Ce sont de petites craquelures à l’intérieur des roches, remplies, totalement ou partiellement, de minéralisations. On utilise parfois le terme pour désigner de petites intrusions magmatiques (dykes ou sills), mais il est plus souvent employé pour des remplissages hydrothermaux ou pneumatolitiques[3].

Les veines se rencontrent fréquemment et leur remplissage est varié. Lorsqu’elles contiennent des minéraux d’importance économique, on parle de veines minéralisées. Souvent le remplissage reflète la nature des roches encaissantes, ainsi la calcite dans les roches calcaires et les roches magmatiques basiques, et le quartz dans les grès, les roches siliceuses et dans les roches magmatiques acides.

La cristallisation des minéraux présents dans les eaux interstitielles se fait de la périphérie vers le centre de la veine. On peut trouver des zonages dus à la présence d’impuretés ou à la précipitation de plusieurs minéraux. Ce phénomène est typique des géodes.

Fig. 11 – Coupe dans une carrière montrant les différentes formes de cassures sans rejet

III. Ruptures avec rejet, ou failles

A. Définition

Le terme « faille » vient de l’ancien français « faillir« , manquer, car, après une faille, le mineur ne retrouve plus le filon ou la couche qu’il exploitait.
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C’est une fracture de terrain avec déplacement bien visible des deux parties séparées. On peut diviser les failles en deux groupes principaux :

  • les failles béantes, ou ouvertes ou encore disjonctives (fig. 12-A),  dans lesquelles, le déplacement provoque un écartement significatif des bords d’une fissure ou d’un joint qui amène à un intervalle béant de grande dimension. La plus grande faille béante connue est celle du Grand Dyke au Zimbabwé (ex Rhodésie). Cette faille volcanique traverse le pays du nord au sud sur plus de 500 Km et a une ouverture de près de 10 Km.  ;
  • les failles à rejet (fig. 12-B) qui se caractérisent par un glissement des bords dans des directions qui leur sont parallèles. On les répartit en failles radiales et en décrochements.

– faille radiale, lorsque le déplacement se fait verticalement ou obliquement ;
– décrochement, lorsque le déplacement est horizontal.

Les failles béantes se produisent généralement lorsque deux plaques tectonique se séparent. Elles ne se conservent pas longtemps dans l’écorce terrestre, car elles se remplissent de matériaux plastiques provenant des bancs voisins, ou de produits d’origine volcanique qui forment alors des dykes, ou se referment par fluage des roches. Toutefois, il existe des failles qui se sont accentuées grâce à l’érosion d’un cours d’eau. C’est le cas de la faille dans laquelle se jette le Zambèze aux Victoria Falls ou la Faille des Anglais qui s’ouvre dans le sud du Burundi.

Les failles à rejet couvrent en pratique les accidents verticaux, ou à pendage fort et n’impliquant pas de recouvrement important.

Les failles sont caractérisées par :

  • leur longueur qui eut varier de quelques mètres à plusieurs dizaines, voire centaines de kilomètres ;
  • la valeur du déplacement (le rejet) qui est variable selon les points d’une même faille et qui peut se situer entre le centimètre et plusieurs kilomètre verticalement, plusieurs dizaines de kilomètres horizontalement.

Fig. 12 – Grands groupes de failles ; A – faille béante ; B – faille à rejet


B. Nomenclature relative aux failles

Les deux parties séparées d’une faille sont appelées compartiments (A et A’ sur la fig.13). La surface de faille le long de laquelle s’effectue le glissement s’appelle surface de glissement ou plan de faille. Les surfaces engendrées par la cassure sont les lèvres ou les bords. On trouve parfois le terme d’épontes. Celles-ci peuvent être polies par le frottement, et lorsque l’érosion les dégage, elles forment un miroir de faille sur lequel on peut apercevoir des stries qui donnent la direction du glissement. Si la surface de glissement est inclinée on distingue la lèvre supérieure et la lèvre inférieure. Le regard de la faille est le côté vers lequel est tournée la lèvre du compartiment soulevé.

L’ampleur du mouvement est le rejet. Une faille à rejet se caractérise par la position de la surface de glissement dans l’espace, la direction du déplacement et son amplitude (rejet)

Le rejet correspond à la somme vectorielle de trois composantes orthogonales : l’une horizontale située dans le plan de faille (Rd : rejet horizontal longitudinal = décrochement) ; une autre horizontale et perpendiculaire à la première (Rh : rejet horizontal transversal = raccourcissement ou distension suivant la direction) ; la troisième verticale (Rv = rejet vertical) (fig. 13).

 
Fig. 13 – Nomenclature : M –miroir avec stries ; R – rejet décomposé en : Rd (décrochement) ; Rh (rejet horizontal transversal) ; Rv (rejet vertical) ; 1 – faille normale = regard vers la droite ; 2 – faille inverse = regard vers la gauche.(extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult

C. Sens du rejet

Pour connaître le sens du rejet, il est nécessaire de faire les observations suivantes :

1. mise en évidence de repères suffisants pour définir le sens du décalage. Ce dernier peut correspondre à la somme de plusieurs déplacements successifs ;

2. examen de la surface de faille :

2.1. tectoglyphes, c’est-à-dire marques diverses dues au frottement comme :

  • stries laissées par un débris situé entre les lèvres (fig. 14–1) ;
  • écailles formant des gradins dans le sens du mouvement (fig. 14–3) ;

2.2. enduits de calcite qui cristallisent dans les cavités dues aux irrégularités dans la surface de faille (fig. 14–2) :

2.3. stylolites, structures en forment de colonnettes qui se forment dans le cas d’une compression dans des roches calcaires ou marno-calcaires (fig. 14– 4).

  1. observation d’un rebroussement des couches près du plan de faille (crochon de faille) sui se fait dans le sens opposé du mouvement relatif du compartiment

 

Fig. 14 – Détails de miroir de faille : 1 – stries ; 2- enduits de calcite ; 3 – écailles ; 4 – stylolites.(extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult)


D. Rapports des failles et de la topographie

Si le relief correspond au jeu naturel de la faille, on parle d’un escarpement de faille qui sépare deux gradins de faille (fig.15-1). Lorsque l’érosion a fait son œuvre, le relief se traduit par un escarpement de ligne de faille (fig. 15-2). Si le relief est complètement nivelé, il s’agit d’une faille nivelée (fig. 15-3) et si les terrains du compartiment soulevé sont plus tendres que ceux du compartiment abaissé, le relief s’inverse et on a alors un escarpement de ligne de faille inverse (fig. 15-4).


Fig. 15 – Rapports des failles et de la topographie : 1 – escarpement de faille ; 2 – escarpement de ligne de faille ; 3 – faille nivelée ; 4 – escarpement de ligne de faille inversé (extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult)

E. Anomalies stratigraphiques sur les failles

Une faille peut entraîner un redoublement de couche ou un hiatus stratigraphique (fig. 16)

1. Redoublement de couche : en suivant la couche jusqu’à la rupture et en traçant une verticale (n-m), si l’on retrouve la couche sur celle-ci on a un redoublement de couche (fig. 16-B). Cela correspond à une faille à rapprochement.

2. Hiatus stratigraphique : si dans les mêmes conditions, on ne retrouve pas la couche (fig. 16-A). Dans ce cas, il s’agit d’une faille à décalage.


Fig. 16 – A : faille normale. Il y a hiatus stratigraphique apparente, le forage ne traverse pas la couche calcaire supérieure et à peine les sables sous-jacents – B : Faille inverse. Il y a redoublement de la partie de la série (argiles, sables, calcaires inférieurs).

F. Classification des failles

1. Selon leur pendage : verticale ou oblique (fig. 17-1).

2. Selon leur rejet :

2.1. faille normale, ou faille directe, ou de distension, ou distensive, Rh correspond à une distension (fig. 17-2);

2.2. faille inverse, ou faille de compression, ou compressive, Rh correspond à un raccourcissement, il y a alors chevauchement du compartiment supérieur sur l’inférieur (fig. 17-3) ;

2.3. décrochement, à rejet uniquement horizontal et dans le plan de faille généralement vertical ou presque (fig. 17-4). La surface de glissement d’un décrochement peut être verticale ou oblique. On distingue le décrochement dextre  et le décrochement senestre (fig. 18). Si l’observateur regarde le décrochement perpendiculairement à la surface de fracture, le décrochement est senestre lorsque le compartiment le plus éloigné se déplace vers la droite. Dans le cas contraire, le décrochement est senestre (fig. 18).

3. Selon leurs rapports avec les couches :

3.1. faille conforme, dont le pendage est dans le même sens que celui des couches (fig.17-5 et 6)

3.2. faille contraire, dont le pendage est en sens inverse (fig. 17– 7 et 8)

3.3. faille directionnelle, parallèle à la direction des couches

3.4. faille diagonale, oblique par rapport à la direction des couches

3.5. faille transversale perpendiculaire à la direction des couches


Fig. 17 – Types de failles : 1 – failles verticales et obliques ; 2 – faille normale ; 3 – faille inverse ; 4 – décrochement ; 5 – faille conforme normale ; 6 – faille conforme inverse ; 7 – faille contraire normale : 8 – faille contraire inverse (extrait du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult).

 Fig. 18 – Décrochement dextre et senestre


4. Selon les rapports de leurs rejets, avec d’autres déplacements (fig. 19)

4.1. faille synthétique, dont le rejet s’ajoute à un autre mouvement

4.2. faille antithétique, dont le rejet se soustrait à un autre mouvement

Fig. 19 – Failles synthétique et antithétique


5. Selon leurs rapports génétiques

failles conjuguées, résultant de l’action d’une même contrainte et faisant entre elles un angle donné (fig.. 20).

Fig. 20 – Groupements de failles en V (a) et en X (b) (d’après Schwan)


6. Selon leurs formes

6.1. faille plane ou gauche

6.2. faille listrique. Lorsque la surface de la faille présente une concavité marquée avec un aplatissement progressif en profondeur vers un plan de stratification où elle s’enracine, il s’agit d’une faille listrique (fig. 21). On connaît ce type de faille dans différents environnements géologiques, comme par exemple à l’échelle de blocs basculés, de rifts ou encore dans les séries deltaïques à fort taux de sédimentation (fig. 21 B). Dans ce dernier cas, on parle de faille de croissance. Il est clair que leur signification n’est pas la même : dans un cas, il y a distension crustale le long d’un niveau étiré, dans l’autre, il y a pente tassement et extension par gravité, mais dans les deux cas, l’amortissement en profondeur se fait sur un niveau de décollement.

Fig. 21 – Exemples de failles listriques – A : faille listrique affectant le socle – B : faille de croissance synsédimentaire


6.3. faille panaméenne, faille normale dont le pendage d’abord très fort s’affaiblit vers le bas, et qui correspond à l’effondrement d’une partie d’un versant

6.4. faille de chevauchement ou faille plate, faille pratiquement parallèle à la stratification.

 F. Déformation à proximité d’une faille

Le jeu d’une faille induit une déformation de type ductile, ce qui entraîne la formation de crochons (fig. 22 A et B). La déformation se traduit par une courbure brusque des couches au contact de la faille, due au mouvement relatif des deux compartiments. Son étude permet de déterminer dans chaque compartiment la torsion qui s’effectue en sens inverse du déplacement.

A grande échelle, le glissement des couches le long d’une faille listrique entraînera la formation d’une structure plissée souple qualifiée d’anticlinal de roll-over (fig. 22 C).

Fig. 22 – Déformation à proximité d’une faille – A, B : crochons de faille ; C : anticlinal de compensation dit roll-over


G. Groupements des failles radiales

Comme nous l’avons vu pour les plissements, les fractures sont rarement isolées et lorsque l’on change d’échelle – de l’ordre de plusieurs kilomètres, si pas centaines – on observe généralement des faisceaux de failles ou groupements qui donnent des structures tectoniques spécifiques, dont voici les principales :

1. graben : cette structure est constituée par des failles normales de même direction qui limitent des compartiments de plus en plus abaissés lorsque l’on se rapproche du centre de la structure.. Généralement elle se traduit par un fossé d’effondrement ou fossé tectonique (fig. 23). Un des exemples proche de chez nous est le graben du Rhin (fig. 25). Ce fossé est le résultat d’une extension de la région où il se forme et est l’un des premiers stades d’une ouverture océanique.

2. horst : dans ce cas, la structure est constituée par des failles normale de même direction, limitant des compartiments de plus en plus abaissées au fur et à mesure que l’on s’éloigne du centre de la structure (fig. 24). Sa formation exige également une extension. Elle est le lieu d’émissions volcaniques.

                                        
Fig. 23 Grabben . Le graben du haut est                                                 Fig. 24 – Horst
nivellé par l’érosion. Celui du bas est mor-
phologiquement un fossé e’effondrement

(figures extraites du « Dictionnaire de Géologie », A. Foucault & J.-F. Raoult)


 

Fig. 25 – Schéma simplifié du graben du Rhin entre Bâle et Mayence. Les Vosges et la Forêt-Noire constituent les horsts


3. Blocs basculés ou hémigraben : se distinguent des grabens du fait que la dépression tectonique a laquelle ils correspondent n’est délimitée que d’un seul côté par une faille. L’autre côté correspond à la pente du sommet du bloc de socle effondré, basculé à l’occasion du jeu de la faille (ce basculement est le plus souvent dû au fait que la faille normale est « listrique », c’est-à-dire concave vers le haut) (fig. 26).


Fig. 26 – Schéma très simplifié du système de blocs basculés des massifs cristallins externes des Alpes au sud-est de Grenoble (transversale de la vallée de la Romanche).
ci = Crétacé inférieur ; js = Jurassique supérieur ; ls = Lias supérieur ; t = Trias

4. Groupement de failles selon différentes structures

Lorsque l’on établit une coupe à travers une région, on relève une succession de discontinuités tectoniques des deux types, plissements et ruptures. Celles-ci se succèdent selon différents systèmes et sont le résultat d’une suite d’événements tectoniques qui ont bouleversé le relief de la région.

A titre d’exemple, nous donnons une coupe établie entre Aix-la-Chapelle et Cologne le long d’un axe SO-NE (fig. 27). On y constate différents compartiments séparés par des failles comme :

–  des môles, terme désignant une région ayant un comportement relativement rigide par rapport à d’autres plus souples et subissant un soulèvement ;
–  des fossés, qui sont des dépressions allongées, à fond relativement plat et à flancs raides correspondant souvent à une zone faillée qui s’est abaissée ;
–  des plissements fracturés par des failles antithétiques ou synthétiques en échelons. Dans ce cas, l’ensemble des fractures qui divise les plissements en compartiments est plus jeune que les couches plissées. A l’origine, ces dernières étaient horizontales et suivaient la règle de superposition, à savoir, les plus jeunes se superposant aux plus anciennes.


Fig.  27 – Exemple de groupements de failles en môles, fossés, système en échelon. Structure en montagnes-blocs du bassin de la Ruhr (d’après L. Ahorner)
1 – Holocème ; 2 – loess ; 3 – terrasses moyennes ; 4 – replat inférieur de la terrasse moyenne ; 5 – replat supérieur de la terrasse moyenne ; 6 – terrasse récente principale ; 7 – argiles de la terrasse principale ; 8 – terrasse principale ancienne ; 9 – argile de Reiner ; 10 – complexe d’oolithes quartzeuses ; 11 – inclusions d’argiles dans le complexe d’oolithes quartzeuses ; 12 – charbons bruns du Miocène ; 13 – Paléogène ; 14 – Crétacé supérieur (Trias) ; 15 – grès bigarrés (Trias) ; 16 – Primaire.

 

 Fig.  28 – Quelques exemples de combinaisons de deux styles tectoniques


IV. BIBLIOGRAPHIE

Bates D.E.B., Kirkaldy J.F. (1977) – La géologie de terrain, un guide Nathan, F. Nathan.

Béloussov V. (1978) – Géologie structurale, Ed. Mir.

Diju-Duval B. (1999) – Géologie sédimentaire – Bassins, environnements de dépôts, formation du pétrole, Ed. Technip.

Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson.

Fournarier P. (1942) – Eléments de géologie, H. Vaillant-Carmanne, S. A.

Haug E.(1927)Traité de géologie I – Les phénomènes géologiques, Lib. A. Colin.

Parriaux A. (2006) – Géologie – Base pour l’ingénieur, Presses Polytechniques et universitaires romandes, Lausanne

http://gocad.ensg.inpl-nancy.fr/www/people/files/thesis_magali_lecour.pdf


[1] Automorphe : s’applique à un minéral  se présentant sous la forme d’un cristal parfait, ou du moins limité par des surfaces cristallines planes.
[2] Linéation : terme général désignant dans un roche toute structure acquise tectoniquement, se traduisant par des lignes parallèles entre elles.
[3] Pneumtolytique : se dit d’un gîte métallifère lorsque le transport dans les fractures des eaux hydrothermales chargées  de minéralisations se produit à l’état de vapeur.
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GEOLOGIE STRUCTURALE (4 )

I. qu’est-ce que la schistosite ?

 Avant de donner des exemples de dislocations tectoniques continues (de plis), je pense qu’il est utile de revenir quelque peu sur la notion de schistosité. On en parle souvent, mais qu’est-elle au juste ?

A. Définition de la schistosité

Si je reprends la définition du dictionnaire de géologie Masson, la schistosité est le « feuillage plus ou moins serré présenté par certaines roches, acquis sous l’influence de contraintes tectoniques, distinct de la stratification, et selon lequel elles peuvent se débiter en lames plus ou épaisses et régulières. ».

En d’autres termes, la schistosité se forme presque systématiquement dans les roches déformées sous l’action de contraintes tectoniques. Elle est donc un plan d’anisotropie mécanique, parallèle au plan axial des plis. Elle représente le plan d’aplatissement maximum dans ces roches créé à la suite de forces de compression engendrées lors d’une orogenèse.

La schistosité est donc une caractéristique plus particulière aux roches à granulométrie plus ou moins fines ou argileuse, dont elle marque l’aplatissement.

B. Différence entre schistosité et foliation

Ces deux termes désignent la même chose, soit le débit planaire d’une roche. Cependant, on les utilise pour des roches différentes.

  • Les roches faiblement métamorphisées ont une schistosité, c’est-à-dire un débit planaire de type ardoisier. Ce débit correspond à des plans de dissolution des minéraux de la roche soumise à un raccourcissement.
  • Les roches plus métamorphisées présentent une foliation, c’est-à-dire un débit planaire formé par des minéraux métamorphiques qui ont cristallisés selon cette direction.

C. Disposition de la schistosité

Sur les schémas, on désigne généralement l’attitude des plans de schistosité par S1, par opposition à S0 qui désigne les surfaces de stratification (fig. 1).

Fig. 1 – Schistosité – S1 : plan de schistosité ; S0 : plan de stratification


D’une manière générale, la schistosité se développe dans des séries fortement plissées et parallèlement aux plans axiaux de ces plis, ou en éventail légèrement divergent vers l’extérieur de la courbure. On parle de schistosité de plan axial et le pli est dit synschisteux (fig. 3).

Dans des cas simples, cette disposition permet de dire, sur de petits affleurements, si l’on est dans le flanc normal, ou dans le flanc inverse du pli : dans le premier cas, la schistosité a un pendage plus fort que celui de la stratification ; dans le cas contraire, c’est l’inverse (fig. 2).

Souvent, les plans de schistosité reflètent le fait que les micas sont réorientés, qu’ils ont cristallisés ou recristallisés à plat sur ces plans. C’est pourquoi, la schistosité affecte souvent les roches métamorphiques.

Fig. 2 – Schistosité (extrait du « Dictionnaire de Géologie »)

S0 : stratification – S1 : schistosité – 1 : schistosité de plan axial dans un pli déversé. La schistosité a un pendage plus fort que la stratification dans le flanc normal (2), et c’est le contraire dans le flanc inverse (3).









 Exemple concret d’une charnière de pli avec schistosité

 

Fig. 3 – Charnière de pli avec schistosité (d’après Mattauer)

 Nous sommes ici dans les Pyrénées centrales, sur le flanc est du Moun Né (2.724 m), au-dessus de Cauterets. Nous avons affaire à des strates de grès emboîtées les uns dans les autres. En première analyse, on remarque que le flanc normal des strates se trouve à droite de la photo, tandis que le flanc inverse est situé à la hauteur du marteau. Le point de courbure maximum correspond à la charnière du pli. Donc le pli est synclinal, avec les couches les plus jeunes se trouvant à l’intérieur de l’ensemble.

En regardant de plus près, on remarque sur la tranche  des bancs des lignes convergentes vers le cœur du pli. C’est la schistosité qui accompagne le pli. Dans le flanc normale, elle a un pendage plus fort que la stratification. Elle se déploie en éventail au niveau de la charnière et son pendage devient plus faible que la stratification sur le flanc inverse. Le schéma suivant permet de mieux visualiser la chose (fig. 4)

Fig. 4 – Représentation en perspective de la photo fig. 3 (d’après Mattauer)

On voit que l’axe du pli fait un angle d’environ 55° avec l’horizontal et que nous n’avons pas affaire à une simple coupe mais à un système qui se développe en trois dimensions, ce qui ne nous rend pas la tâche facile.

Si nous voulons représenter les relations schistosité – stratification, il faut simplifié en projetant les éléments importants sur un plan perpendiculaire à l’axe du pli. C’est que montre le schéma de la figure 5a.

Lorsque l’axe du pli n’est pas assimilable à une droite, mais dessine une courbe gauche, ou que la surface axiale n’est pas assimilable à un plan, un bloc diagramme permettra de mieux appréhender les structures dans l’espace (fig. 5b).

   

Fig. 5 – Deux manières de résumer les structures d’une formation géologique complexe (d’apeès Mattauer)

5a. – en mettant l’accent sur les relations entre stratification et schistosité, par une projection sur un plan perpendiculaire à l’axe du pli ;
5b. – en montrant la géométrie du plissement et celle de la surface axiale du pli au moyen d’un bloc-diagramme.

D. Types de schistosité

On distingue généralement deux types de schistosité :

  • la schistosité de fracture ou non pénétrative ou espacée, lorsque les plans de schistosité (ou de clivage) sont séparés de quelques millimètres ou plus et délimitent des volumes indemnes de schistosité ;
  • la schistosité de flux ou pénétrative lorsqu’elle concerne toute la masse de la roche. C’est le cas des phyllades et des ardoises, d’où le nom de clivage ardoisier également utilisé.

Une roche peut receler plusieurs schistosités qui traduisent des phases successives de plissements au cours d’une ou de plusieurs orogenèses. On se base sur leur morphologie, pour définir différents types de schistosité :

  • schistosité de crénulation, lorsque la surface de schistosité est déformée par des microplis rapprochés, parallèles entre eux et souvent aigus ;
  • schistosité de flux, défini plus haut ;
  • un stade de foliation. Nous avons vu plus haut que la foliation affectait plus particulièrement les roches métamorphiques d’un grade élevé. C’est en fait, une structuration en plans distincts, marquée par l’orientation préférentielle des minéraux visibles à l’œil nu (généralement des micas). Dans ce cas, le caractère spécifique de la foliation est la différence pétrographique nette des différents feuillets. Cela se traduit par une alternance de feuillets clairs et foncés. On retrouve ce type de schistosité dans les migmatites, les micaschistes et plus typiquement dans les gneiss et les mylonites.

E. Rapports angulaires entre la schistosité (S1) et les strates (S0) dans des plis déversés

Lorsque la schistosité passe d’une couche fortement déformable (compétente) et une couche qui l’est moins (incompétente) on constate que la schistosité change d’orientation à l’interface : c’est se que l’on nomme la réfraction. De plus la disposition de la schistosité dans le banc peu déformable se fait en éventail.

Dans la réalité la schistosité est beaucoup plus serrée dans les couches les plus déformables que dans les bancs qui le sont moins.

Fig. 6 – Exemple de pli synschisteux et de réfraction

(synclinal d’Argovien du square Cularo, à la Bastille)


Deuxième exemple de schistosité réfractée

Fig. 7 – Réfraction courbe de la schistosité pentes sommitales de l’Aiguille Croche (massif du Beaufortain)


Dans ce cas, les surfaces de schistosité s1 (en rouge) sont tordues de façon progressive parce que la limite entre bancs calcaires et lit argileux est floue : le dessin de la réfraction est « sigmoïde ».

Encore un exemple de schistosité réfractée : La Bastille, soubassement de la plate-forme du restaurant du téléphérique : affleurements appartenant au flanc ouest (vertical) de l’anticlinal de l’Écoutoux (vue prise du sud vers le nord).

Fig. 8 – Schistosité réfractée

Les lignes blanches soulignent la schistosité S1 et son changement de pendage (« réfraction ») au passage des limites des strates (S0).

II. EXEMPLES DE DISLOCATIONS TECTONIQUES CONTINUES

Revenons-en à nos plis et analysons quelques exemples concrets afin de bien comprendre la nature de ceux-ci.

A. Plissement isopaque

Fig.  9 – Plis isopaques (d’apès Mattauer)


Nous sommes cette fois à la Paillade près de Montpellier. L’ensemble repris sur la photo est un ensemble de plis isopaques. Pour rappel, dans ce type de pli, les strates gardent la même épaisseur, qu’elle que soit la courbure. Le rayon de courbure diminue depuis la zone externe jusqu’au cœur du pli. Dans notre cas, il s’agit de plus d’un anticlinal, c’est-à-dire que les couches les plus jeunes sont à l’extérieur de la formation.

Analysons le contexte dans lequel s’inscrit ce pli, et à quelles structures plus larges il se rattache. Pour cela nous établissons une coupe géologique de l’ensemble de la région de Montpellier (fig. 10).

Fig. 10 – Plissement dans les terrains secondaires de la région de Montpellier (d’après Mattauer).

En rose, les terrains primaires de la chaîne hercynienne, recouvert en discordance


Cet exemple permet de nous familiariser avec une notion importante en géologie : le changement d’échelle. En effet, les plissement peuvent s’effectuer à des échelles fort variables, depuis le cm jusqu’aux dizaines si pas centaines de Km.

Le plissement de type isopaque est très fréquent en bordure des chaînes de montagnes, dans les bassins sédimentaires comprimés par l’orogenèse. Comme les plis conservent leur épaisseur, il est possible par extrapolation de calculer les dimensions du bassin avant compression en ramenant les couches à l’horizontale.

En observant la coupe de la fig. 10, on remarque :

–   que la poussé de compression se fait du sud vers le nord ;

–   que le plissement des couches superficielles n’est pas si simple que çà et qu’il se complique vers le bas, ici au niveau du pic Saint-Loup ;

–   que des failles inverses ajoutent à la complexité ;

–   qu’une faille particulière, horizontale se forme plus bas. Elle correspond au décollement de la partie supérieure qui se plisse par rapport au substrat plus rigide non perturbé (le socle hercynien).

Fig. 11 – Coupe au niveau du pic Saint-Loup (d’après Mattauer)


La fig. 11 nous donne l’allure probable que le plissement avait avant érosion au niveau du pic Saint-Loup (en pointillés). Notons les failles inverses qui ont joué dans le plan axial du pli, provoquant un chevauchement en profondeur.

B. Plissement disharmonique

Restons dans la région pyrénéenne. Nous nous trouvons au bord d’une route à 20 Km à l’est d’Andorre. Cet empilement de roches sédimentaires, où alternent grès clairs et schistes noirs, est affecté par un plissement disharmonique. Les strates de grès se sont plissées à épaisseur pratiquement constante (plis isopaques) mais avec des complications dues à un microplissement, des petites failles et des filons de quartz blancs.

Par contre, les schistes se sont comportés différemment. On devine un clivage ardoisier, à peu près perpendiculaire à la stratification, qui est en harmonie avec le plissement des grès. La roche se débite selon des plans verticaux, parallèles à la médiane des plis. Dans ce cas on parle de schiste pour désigner ce type de roches fortement déformées qui se clivent indépendamment de la stratification.

Cette observation permet de dire que la compression a été très importante et qu’elle s’est passée à une dizaine de kilomètres de profondeur, à une température proche de 300°C.

Fig. 12 – Ensemble de strates affectées (d’après Mattauer)


Ceci n’est qu’un des nombreux événements qu’a connu cette roche de 450 Ma. Cherchons à reconstituer son histoire.

  • Les sédiments se sont déposés dans un vaste bassin marin en bordure de la côte occidentale du Gondwana (Afrique, Amérique du Sud, Antarctique,  Australie, Inde) situé très au sud ;
  • Déplacement de ces sédiments vers le nord sur plusieurs milliers de kilomètres ;
  • Erection de la chaîne hercynienne, durant laquelle, les strates sont entraînées en profondeur et plissées (point rouge sur la fig. 13a) ;
  • Erosion de la chaîne hercynienne et nouveau dépôts de sédiments (fig. 13b). Les strates remontent vers la surface.
  • Formation des Pyrénées (fig. 13c) ce qui amène les strates en surface par un jeu de grandes failles inverses et érosion  des reliefs.

par un plissement disharmonique

Fig. 13 – Historique des strates de la fig. 12 (d’après Mattauer)








III. NAPPE DE CHARRIAGE

Une nappe de charriage, ou de recouvrement, est un ensemble de terrains qui a été déplacé  (allochtone) et est venu recouvrir un autre ensemble (autochtone) dont il était éloigné à l’origine.

Ainsi, dans l’exemple de la figure 2, le Djebel Tisiren repose sur des terrains plus jeunes de l’ordre de 90 à 50 Ma, formant une nappe de charriage. A la suite d’un soulèvement du bassin sédimentaire, il y a 15 à 20 Ma, (schéma central, à droite de la fig.), le flysch s’est trouvé en surplomb. Une partie de celui-ci s’est détaché et a glissé par gravité vers sa place actuelle. Entre-temps, sa région d’origine s’est effondrée et se trouve quelque part sous la Méditerranée.

Fig. 14 – Mécanisme de mise en place d’un flysch : le Djebel Tisiren  dans le Rif  marocain

(d’après M. Mattauer)


Dans un tel système, les parties les plus avancées forment le front de la nappe (fig. 15), le reste constituant le corps. L’amplitude du recouvrement détermine la flèche. Dans une nappe, on peut rencontrer des fenêtres montrant l’autochtone complètement entouré par l’allochtone, ou partiellement. Dans ce dernier, cas on parle de demi-fenêtre. Une nappe de charriage peut comporter des lambeaux isolés dénommés klippes. Parfois elle arrache à son substratum des lambeaux qu’elle entraîne avec elle ; ce sont les lambeaux de poussée.

Fig. 15 – Nappe de charriage(extrait du « Dictionnaire de Géologie »)


Chez nous, nous avons un exemple de ce phénomène : la fenêtre de Theux. En 1992, nous avons eu l’occasion d’appréhender ce phénomène géologique sous la conduite d’André Delmer, ancien président de la Société géologique de Belgique et ancien directeur du Service géologique. Un compte rendu de l’excursion a été publié dans le Bulletin du G.E.S.T.  n° 57 de janvier 1993.

Je reprends l’interprétation qui avait été tirée par A. Delmer à l’époque :

Le problème posé par la « fenêtre » a donné lieu à différentes tentatives d’explication :

– dépression limitée par trois failles (G. Dewalque, 1863) : les terrains seraient descendus comme s’ils s’étaient effondrés ;

– Fourmarier (1905) arrive à la conclusion qu’il s’agit d’un massif charrié et des observations ultérieures (Graulich, A . Delmer) montrent que les couches de calcaire carbonifère et de houiller sont en position inversée, out comme les échantillons houillers récoltés en profondeur, plus au nord, lors des sondages de Pepinster.

La faille de Theux qui délimite la fenêtre au nord est une faille de charriage qui se raccorde, peut-être à la faille de l’Eifel (= faille du Midi) : il s’agit toutefois d’un problème difficile à résoudre (présence vers l’est, de failles radiales, de décrochement…). La fermeture méridionale de la fenêtre pose également un certain nombre de questions auxquelles il est difficile de trouver une réponse satisfaisante.

IV. BIBLIOGRAPHIE

 Eyckermans A. & C., Six R.  – La fenêtre de Theux, Province de Liège (Belgique) : compte rendu de l’excursion géologique du 16 juin 1992, in Bulletin du G.E.S.T. – N° 57, janv. 1993.

Foucault A., Raoult J.-F. (1980) – Dictionnaire de géologie, Masson

Mattauer M. (1998) – Ce que disent les pierres, Bibliothèque Pour la Science

http://fr.wikipedia.org/wiki/Schistosit%C3%A9

http://lgca.obs.ujf-grenoble.fr/perso/bdubacq/Metam.pdf

http://www.geol-alp.com/0_geol_gene/tectomicro/schistosit.html

http://www.geol-alp.com/0_geol_gene/glossaire_plis.html

(à suivre)

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